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PROLOGO

El mortal accidente sufrido por el profesor Noel Llopis Lladó, en febrero de 1968, mientras realizaba estudios sobre la Estratigrafía del Silúrico-Devónico en los alrededores de Barcelona, dejó la obra presente, aunque prácticamente preparada para su publicación, incompleta en algunos de sus.' últimos capítulos, en la sección bibliográfica y en las ilustraciones.

La revisión de los capítulos incompletos se ha llevado, cabo utilizando en gran parte tanto los trabajos del autor ya existentes, como las ideas y comentarios sostenidos por el profesor Llopis sobre los problemas de hidrogeología cárstica, durante las jornadas de campo, ante aquellos que le acompañaron.

Hemos de dejar constancia de la perfecta disposición mostrada y las facilidades dadas por Dña. María Rosa Areny Harichet, Vda. del profesor Llopis, a fin de realizar esta edición.

Asimismo, es un deber muy agradable, en estos momentos, manifestar nuestro agradecimiento a quienes con su esfuerzo continuado contribuyeron a la preparación definitiva del original, los Sres. Sánchez de la Torre y Agueda Villar ambos del Departamento de Estratigrafía de la Facultad de Ciencias de Madrid.

Los Editores

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INDICE

Introducción

Capítulo 1.- Generalidades sobre el agua

I. 1.- Las ciencias del agua

I. 2.- El agua en la tierra y el ciclo del agua

I. 3.- EI agua subterránea

3.1.- Nociones de infiltración y permeabilidad

3.2.- Características fundamentales del manto freático

3.3.- Tipos de aguas subterráneas

3.4.- El agua subterránea en la corteza terrestre. Regiones hidrogeológicas

Capítulo 2.- Hidrogeología cárstica

II. 1.- Las ciencias del Karst

II. 2.- Desarrollo de la Hidrogeología cárstica

II. 3.- La Hidrogeología cárstíca en España

I

Capítulo 3.- Los fenómenos cársticos

IlI. 1.- Generalidades

IlI. 2.- Regiones cársticas

Ill. 3.- Formas cársticas

Capítulo 4.- El agua cárstica

IV. 1.- Generalidades y diferencias con el agua freática

IV. 2.- Circulación

IV. 3.- Actividad química

IV. 4.- Materia en suspensión y su contenido microbiano

IV. 5.- Características físicas

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Capítulo 5.- La geología de la caliza

V. 1.- Generalidades

V. 2.- Composición química

V. 3.- Composición mineralógica

V. 4.- Génesis de la caliza

V. 5.- Textura de la caliza

V. 6.- Estructura de la caliza

V. 7.- Tectónica de la caliza

V.8.- Estilos tectónicos de la caliza

V. 9.- Las fisuras

Capítulo 6.- Cinética cárstica

VI. 1.- Aspectos generales

VI. 2.- Los fenómenos de disolución

VI. 3.- Tipos de disolución

Capítulo 7.- EI aparato cárstico

VII. 1.- Características del aparato cárstico

VII. 2.- Las formas de absorción

VII. 3.- Formas cerradas

3.1.- Las dolinas

3.2.- Las uvalas

3.4.- Los poljés

3.4.- Valles muertos, perdidos y valles ciegos

VII. 4.- Las formas de absorción abiertas

4.1.- Simas

4.2.- Los sumideros

VII. 5.- Las formas de absorción compuestas

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VII. 6.- EI paisaje cárstico

Capítulo 8.- Las formas de conducción

VIII. 1.- Aspectos generales

VIII. 2.- Las capas cársticas

VIII. 3.- Los conductos embrionarios

VIII. 4.- La circulación por conductos penetrables

4.1.- Las simas

4.2.- Las cavernas

Capítulo 9.- Morfología subterránea

IX. 1.- Tipos de formas subterráneas

IX. 2.- Las formas de erosión

IX. 3.- Las formas clásticas

IX. 4.- Formas de reconstrucción

4.1.- Procesos generales

4.2.- Las formas cenitales

4.3.- Las formas parietales

4.4.- Las formas pavimentadas

4.5.- Mineralogía de las formas litoquímicas

IX. 5.- La sedimentación hipogea

5.1.- El medio cárstico y sus depósitos

5.2.- El medio fluvial hipogeo

5.3.- El medio lacustre hipogeo

5.4.- Depósitos marinos en el Karst

5.5.- Los depósitos químicos y organógenos

IX. 6.- Distribución y significación de los sedimentos hipogeos

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Capítulo 10.- Las formas de emisión

X. 1.- Manantiales cársticos

X. 2.- Tipos de fuentes cársticas

2.1.- Tipos morfológicos

2.2.-Tipos de alimentación

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2.3.- Tipos de estructura

2.4.-Tipos do circulación

2.5.- Tipos de emergencia

X. 3.- Sedimentación en los manantiales

3.1.- Depósitos autóctonos

3.2.- Depósitos epigeos alóctonos

Capitulo 11.- La evolución cárstica

XI. 1.- Ciclos y períodos

Xl. 2.- La carstificación

XI. 3.- La evolución superficial del Karst

XI. 4.- La evolución subterránea. Espeleogénesis

XI. 5.- Comparación entre la evolución superficial y la subterránea

XI. 6.- Espeleogénesis

Capítulo 12.- La circulación cárstica

XII. 1.- Los principios fundamentales de la circulación cárstica

XII. 2.- El Karst completo u Holokarst de Cvijic

XII. 3.- El Karst incompleto o Merokarst

XII. 4.- Modalidades especiales de la circulación cárstica

4.1.- Karsts costeros o emergidos

4.2.- Karsts rellenos

4.3.- Karsts desérticos y de zonas áridas

Xll. 5.- Conclusiones sobre la circulación cárstica

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Capítulo 13. - Tipología de los Karsts

XIII. 1.- Karst y estructura

1.1.- Tipos de Karsts sobre estructuras congénitas

1.2.-Tipos de Karsts sobre estructuras tectónicas

XIII. 2.- Karst y relieve

Capítulo 14.- Karst y clima

XIV. 1.- Introducción

XIV. 2.- EI hipoclima o clima hipogeo

2.1.- Temperatura hipogea

2.2.- Circulación del aire

2.3.- Humedad

XIV. 3.- El Karst frío

3.1.- Zonación de las regiones frías

3.2.- EI Karst nival

3.3.- Karst periglaciar

3.4.- Karst glaciar

3.5.- Karst polar

XIV. 4.- Karst pluvio-nival

XIV. 5.- Karst tropical

XIV. 6.- Karst cubierto

Capítulo 15.- Filogenia del Karst

XV. 1.- Desarrollo del Karst en el tiempo

XV. 2.- Paleokarst y edad de la carstificación

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XV. 3.- Karst fósil

XV. 4.-Tipología de los paleokarsts

4.1- Paleokarsts sumergidos con fosilización completa

4.2.- Paleokarsts con fosilización aluvial completa

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4.3.- Paleokarsts holofósíles de sedimentación autóctona

4.4.- Paleokasts merofósiles

XV. 5.- Fosilización y nivel de base

XV. 6.- Paleokarsts rejuvenecidos

Capítulo 16.- Ideas sobre los métodos de prospección y alumbramiento de aguas subterráneas

XVI. 1.- Aplicaciones de la Hidrogeología Cárstica

XVI. 2.- Aplicaciones en Hidrogeología

2.1.- Utilización y abastecimiento de aguas cársticas

2.2.- Utilización de la red de conductos en conducción de residuos

2. 3.- Pérdidas en embalses

XVI. 3.- Aplicaciones en Geotecnia y aspectos humanos

3.1.- Problemas en obras públicas y geotecnia

3.2.- Aplicaciones a problemas humanos

XVI. 4.- Aspectos mineros de la Hidrogeología Cárstica

XVI. 5.- Problemas de prospección de conductos, galerías y aguas cársticas subterráneas

Capítulo 17.- Tipología de los Karsts de España

XVII. 1.- Introducción

XVII. 2.- Las regiones hidrogeológicas y las regiones cársticas

XVII. 3.- Tipos de Karsts en España

XVII. 4.- Regiones cársticas españolas

XVII. 5.- Utilización del agua cárstica en España

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INTRODUCCIÓN

El enorme incremento que toma actualmente la Espeleología en el mundo y el extraordinario desarrollo que en los últimos años ha adquirido en España, nos ha hecho pensar en la necesidad de la reedición de una obrita titulada "Nociones de Espeleología", que fue editada en 1954, sobre todo con motivo de la entonces reciente expedición de la sima de la Piedra de San Martín. Aprovechando un pequeño ciclo de conferencias, organizado por el entusiasta grupo espeleológico de la Sociedad de Ciencias Naturales Aranzadi, de San Sebastián, grupo que entonces se hallaba en eclosión, y que fueron profesadas por el que suscribe, se creyó oportuno, por parte de algunos entusiastas y benévolos elementos de la Espeleología española, que se publicara el indicado librito. Se utilizó sobre todo el texto de aquellas conferencias, que de este modo alcanzaron una mucha mayor difusión.

Pero en la actualidad, después de 12 años, la obra queda ya anticuada; no es bastante una reimpresión, hace falta una severa revisión, puesto que los conocimientos espeleológicos han aumentado considerablemente en la última década y las orientaciones generales son también algo diferentes. Por otra parte, los conocimientos muy generales difundidos entonces, son ya de] dominio general, y aunque los principiantes son siempre numerosos y constituyen el plantel que ha de constituir nuestra esperanza para el porvenir puesto que han de ser nuestros sucesores, se hace necesario volver a editar una obra que sirva de iniciación a estos últimos, pero que al mismo tiempo pueda ser útil a aquellos que ya son veteranos en el estudio y exploración de las cavernas.

En realidad este estudio ha sido siempre parte de un campo mucho mas vasto, la Hidrogeología cárstica, que hoy está adquiriendo gran interés a consecuencia de que nuestros conocimientos sobre las aguas cársticas van aumentando de día en día y la utilización económica de las mismas se va extendiendo poco a poco. No puede pues; hoy, hablarse con propiedad de Geoespeleología sin situarla dentro del marco adecuado de la Hidrogeología cárstica. Por esto, esta obra tiene un doble título, y está escrita con la intención de colocar a la Geoespeleología en el lugar exacto que le corresponde dentro de las Ciencias del Agua. Ya en la obra precedente "Nociones de Espeleología", decíamos que "el estudio de una caverna comienza por el exterior", y esto es tan exacto, que ahora puede ampliarse en el sentido de que "el estudio de una caverna tiene un valor científico muy precario si no se le relaciona con la circulación cárstica". Hidrogeología cárstica y Geoespeleología son dos materias que van indisolublemente unidas, hasta el punto de que ninguna de ellas .podría concebirse sin la otra.

Siguiendo este criterio, no cabe duda que la materia fundamental es la Hidrogeología cárstíca, y por esto hemos dado a esta obra este título principal. No engañe este título al lector, puesto que este libro no es un tratado de aguas; aunque de él puedan sacarse todos los datos necesarios para el conocimiento, circulación y alumbramiento de aguas cársticas está fundamentalmente orientado hacia el Karst , y su finalidad es la difusión y divulgación de los principales conocimientos que poseemos sobre fenómenos cársticos.

Además de los conocimientos que han podido recopilarse sobre el Karst, este libro contiene también numerosos datos inéditos y algunas ideas nuevas sobre ciertos aspectos de la evolución cárstica, fruto de treinta y cinco años de investigaciones sobre el Karst en diversas regiones europeas y especialmente en España.

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Se ha procurado multiplicar los ejemplos españoles, de tal modo que puede también ser el esbozo de una futura Geoespeleología de España.

No podemos cerrar esta presentación sin dar las gracias a todos aquellos, colegas, amigos y colaboradores que nos han ayudado de alguna manera a la formación de este libro. A través de conversaciones científicas, consultas y sobre todo estudios hidrogeológicos sobre el Karst, acompañados de las inevitables exploraciones espeleológicas, han ido perfilando poco a poco las páginas de este libro a través de todos estos años. Que ellos se sientan tan autores como yo, porque de ellos serán los aciertos y míos los errores cometidos.

Madrid, 1 de noviembre de 1966.

N. LLOPIS LLADO.

Instituto de Geología Económicadel C.S.I.C.

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Capítulo 1

GENERALIDADES SOBRE EL AGUA

I.1. LAS CIENCIAS DEL AGUA

El estudio del agua adquiere una importancia extraordinaria desde el momento en que se desarrollaron las Ciencias físico-naturales, sobre todo a consecuencia del desarrollo industrial y de la concentración humana en las grandes ciudades. Los problemas de abastecimiento existieron ya en la antigüedad, pero se resolvieron empíricamente sin conocimiento científico. Los estudios sistemáticos comienzan en el siglo XVII(1) y se 'desarrollan ampliamente en el XIX, época en que nace la HIDROLOGIA(2), como un cuerpo de doctrina en que se concentran todos los conocimientos que se adquieren sobre el agua. El concepto de HIDROGRAFÍA, que en su etimología poco difiere del de Hidrología, se aplica, sin embargo, en sus comienzos, en un sentido más restringido, queriéndose definir con él los conocimientos sobre aguas continentales superficiales, y aun aguas marinas. Más tarde, cuando los conocimientos sobre aguas subterráneas aumentan considerablemente, se agrupan de manera autónoma para constituir la HIDROLOGIA SUBTERRÁNEA, que hoy llamamos HIDROGEOLOGIA, a consecuencia de las estrechas relaciones que tiene el agua subterránea con la estructura geológica y con la Litología y Estratigrafía. Cabe advertir no obstante, que no existe todavía un criterio perfectamente definido a este respecto. Si se repasa la bibliografía hidrogeológica se echa en seguida de ver, que cada autor tiene un concepto subjetivo de estas ciencias y, por lo tanto, que puede ser aplicado con diferentes puntos de vista.

En lo que parece haber acuerdo es en la existencia de un conjunto de conocimientos que conciernen al agua en su sentido más amplio, desde el agua atmosférica pasando por las aguas continentales, superficiales y subterráneas hasta las aguas marinas, que conjuntamente pueden llamarse Ciencias del Agua y que la multiplicidad de conocimientos que existen a este respecto obliga a una especificación y especialización. De aquí, pues, que en la mayoría de los tratados se admite, que el vocablo Hidrología hace referencia a los conocimientos sobre aguas continentales superficiales y el de Hidrogeología al de aguas subterráneas que algunos autores continúan llamando todavía Hidrología subterránea,(3) - (9).

(1) Hasta finales del siglo XVIII no se conoció la fórmula de constitución del agua. Las experiencias y estudios de Lavoiser, Bouquet, Laplace y Monge contribuyeron notablemente al conocimiento de la física y la química del agua. En 1930 Urey descubre la existencia del "agua pesada".(2) 1921. Martel dice que "conviene llamar Hidrogeología al estudio de las aguas subterráneas".(3) 1922. Para González Quijano la Hidrología es "el estudio de las propiedades del agua, el de los fenómenos y leyes que condicionan y regulan su circulación y distribución sobre la Tierra y el de los efectos que de ella derivan para la vida y los intereses humanos". Siguiendo el criterio de Prinz (1919) la divide en Hidrología superficial e Hidrología subterránea, y contra el parecer de éste, llama Hidrografía al estudio de las aguas marinas.(4) 1930. lmbeaux. "Hidrogeología es la ciencia de las aguas que se encuentran en el interior del suelo". Se podría adoptar también el nombre de Hidrología subterránea. La palabra Hidrología tiene en Francia un significado de aplicación terapéutica de las aguas termominerales. La Hidrografía es el estudio de las costas y mares. La Hidráulica, la ciencia del equilibrio del agua (Hidrostática) y del movimiento (Hidrodinámica).

(5) 1953. Wunt dice: "Darüber hinaus befast sie sich im Sinne von Hydrologie mit den Erscheinungen des Wassers über und unter der Erddoberfläche und ihren narürtíchen

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Pero aun la Hidrogeología, como ciencia que estudia exclusivamente las aguas subterráneas, ha tenido que dividirse en una serie de especialidades como resultado de la diversidad de estructuras tectónicas y de constitución física de los materiales de la corteza terrestre, que hacen que se encuentre en condiciones físicas diferentes o como consecuencia de los diferentes puntos de vista por los que puede ser estudiada. De este modo pueden establecerse las siguientes partes:

1. Hidrogeología química, que estudia la composición del agua y su origen.

2. Hidrogeología física, que se dedica a la física y dinámica del agua subterránea.

3. Hidrogeología estructural. que establece las relaciones entre el agua y la tectónica.

4. Hidrogeología cárstíca, dedicada al estudio de las aguas que circulan por la caliza y rocas afines.

5. Hidrogeología aplicada, que estudia captaciones y sondeos.

6. Hidrogeología termomineral, o conocimiento de las aguas minero-medicinales.

Estas ciencias comprenden todos los conocimientos que tenemos hoy sobre el agua subterránea. Su desarrollo exige establecer estrechas relaciones con otros cuerpos de doctrina, sin las cuales la Hidrogeología no podría estructurarse. Así, estando el conjunto de las aguas de la Tierra colocado entre dos grandes unidades de nuestro planeta, la atmósfera y la litosfera, las ciencias del agua tienen que relacionarse forzosamente con todas aquellas que permiten conocer estas dos unidades terrestres. De este modo la Hidrogeología está relacionada con la Climatología y la Meteorología, por la rama de las Ciencias Físicas; con la Hidráulica, por la de las Ciencias químicas; con la Geoquímica, y en relación con la hidrosfera, por la Hidrografía y la Oceanografía. Con las Ciencias Geológicas, como la Tectónica, la Estratigrafía, la Petrología y la Geofísica y, finalmente, con la Biología y sus diversas ramas, cuando se trata de conocer el contenido biológico del agua.

Por último, siendo la Hidrogeología ciencia de aplicación, puesto que sus conocimientos son imprescindibles en la vida moderna para la prospección, alumbramiento y explotación de las aguas subterráneas, en este sentido debe ser considerada como una parte importante de la Geología Económica.

Zusammcnhängen".

(6) 1960. Según Guyot: "La Hidrología es el estudio del agua como alimento y de todos los problemas que del mismo se desprenden. La Hidrogeología se ocupa en cambio, exclusivamente del agua subterránea".

(7) 1960. Todd define: "Ground water hydrology may be defined as the sclence of the occurrence, distribution and movement uf water below the surface of the Earth. Geohydrology has an identical connotatíon and hydrogeology díffers only by its greater emphasis on geology".

(8) 1962. Schoeller dice: "les eaux liquides concernant l'Hydrologie et l'Oceanographie, les eaux souterraines, I'Hydrologie souterraine ou Hydrogéologie".

(9) 1963. Castany define de este modo: "L'Hydrologie est l'étude de la phase du cycle de l'eau qui débute avec I'arrívé de l'eau sur la surface de la Terre. Nous pouvons distinguer I'Hydrologie de surface de l'Hydrologie des eaux souterraínes. L'Hydrogéologie s'attache plus particulíerement aux problemes géologiques concernant les eaux souterraines".

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1.2. EL AGUA EN LA TIERRA Y EL CICLO DEL AGUA

El agua en nuestro planeta esta esencialmente concentrada en las grandes depresiones de la corteza siálica, formando mares y océanos que en su conjunto constituyen una de las cuatro esferas fundamentales que los geofísicos admiten en la Tierra: atmósfera, hidrosfera, litosfera y endosfera. La hidrosfera es la esfera líquida, pero así como las otras tres son completas y continuas, la hidrosfera es discontinua, puesto que no recubre enteramente a la litosfera. No significa esto, no obstante, que no exista agua sobre las zonas continentales emergidas; por el contrario, agua y continentes no tienen una delimitación geométrica, puesto que la superficie de los continentes está ocupada por lagos, ríos yaguas subterráneas. Por otra parte, los minerales que forman la litosfera se mezclan, ya alterados y disueltos, ya en suspensiones más o menos groseras, con las aguas continentales y oceánicas: este es precisamente el origen de la salinidad, o porcentaje de sales disueltas, en el agua. Tampoco los límites entre la hidrosfera y la atmósfera son precisos, puesto que el aire y otros gases atmosféricos, como el anhídrido carbónico, se disuelven en el agua, y a su vez las partes inferiores de la atmósfera contienen agua, sea en forma de humedad relativa o en forma de nubosidad. Estas relaciones e intercambios de agua entre litosfera, atmósfera e hidrosfera, constituyen el ciclo del agua.

El ciclo del agua es extremadamente complejo y evoluciona constantemente en el espacio y en el tiempo.

Ello es, ante todo, consecuencia de que el agua no es un líquido normal, por sus caracteres físicos, ni obedece exactamente a la fórmula generalmente admitida H2O, puesto que el O contiene indicios de dos isótopos del O, y el H tiene también indicios de deuterio o hidrógeno pesado. Si recordamos sus características físicas, veremos que su densidad máxima no corresponde a su punto de congelación, sino a 4 ºC. A esta temperatura un litro de agua pesa exactamente 1 kg. En cambio, a 0 ºC. la densidad del agua es de 0,999. En condiciones normales se solidifica a 0 ºC, pero adquiere fácilmente la sobrefusión. El agua solidificada o hielo es más ligera que cuando líquida, a 0 ºC su densidad es 0,918. Al solidificarse se dilata en 0,07 su volumen.

La densidad del hielo es de 0,918 0 ºC, lo que le permite flotar sobre el agua en su fase líquida. El aumento de volumen que experimenta al solidificarse es el origen de una serie de fenómenos de dinámica superficial, como la gelivación y la crioturbación (rotura de rocas con o sin generación de canchales, y desarreglos de la textura de los sedimentos permeables, respectivamente). Este último fenómeno es muy frecuente en las regiones frías, donde existen suelos helados estacionales llamados molisuelos. La gelivación, en cambio, es propia de las rocas compactas fisuradas de la alta montaña, donde el descenso nocturno de la temperatura determina la solidificación del agua acumulada durante el día.

El hielo funde a una temperatura fija que se toma como "0" en la escala centígrada de temperaturas a la presión de 760 mm. La licuefacción de un kilogramo de hielo exige una cantidad de calor igual a la necesaria para elevar en un grado centígrado la temperatura de 79 kg de agua. Cuando el agua contiene sales disueltas, cada disolución tiene su punto específico de congelación que, en general, es inferior a 0 ºC.

El agua emite vapores a cualquier temperatura y la tensión de éstos crece a medida que la temperatura aumenta. Hierve a una temperatura también constante que se ha colocado en el 100 de la escala centígrada. La evaporación del agua se produce constantemente, pero aumenta con la temperatura, por lo tanto, disminuye del ecuador

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a los polos y es mayor en verano que en invierno. La presión atmosférica se opone a la evaporación, y por tanto, ésta aumenta a medida que aquella disminuye. También disminuye la evaporación con el aumento de humedad atmosférica; así, en los climas áridos la evaporación es muy rápida; también aumenta en una atmósfera agitada por el viento.

Las aguas continentales, menos salinas que las marinas, se evaporan más rápidamente; así, pues, la salinidad hace disminuir la evaporación. La evaporación va acompañada siempre de un descenso de la temperatura.

La física del agua y sus metamorfosis, explica la complejidad del ciclo hídrica. La reserva de agua más importante se encuentra indiscutiblemente en los océanos; de éstos el agua pasa a la atmósfera por evaporación; allí se licúa y cae en forma de lluvia, o de nieve, en las regiones frías, ya de nuevo sobre la hidrosfera, ya sobre las superficies continentales. En el primer caso se cierra el ciclo por reincorporación rápida a la hidrosfera, pero cuando cae sobre las superficies continentales, el viaje hacia la hidrosfera es más largo, y a veces se tardan miles y aun millones de años en hacer el reintegro.

En efecto, en las zonas polares y en las altas montañas, la nieve caída se transforma pronto en hielo de glaciar. Así como un copo de nieve, por su cristalización es comparable a un mineral, y un depósito de nieve a una roca simple, (;)1 lucio de glaciar es ya equiparable a una roca metamórfica, pues ha sufrido varios rehielos, SHUMSKII (1964), que lo han transformado profundamente. Las etapas en este caso son nieve-neviza-hielo blanco-hielo azul, este último llamado ya "glaciarita" por algunos autores. El hielo funde al llegar a las zonas de temperaturas superiores a 0 ºC, originando ríos.

Esta parte del ciclo puede prolongarse a consecuencia de que sobre la superficie de los glaciares hay fusión y evaporación, volviendo luego directamente a la atmósfera una parte del hielo del glaciar. Por otra parte, como la fusión del hielo comienza en la zona de ablación del glaciar, se forma primero un río subglaciar, parte del cual, en determinadas circunstancias, puede infiltrarse y formar aguas subterráneas subglaciares. A su vez el río no transporta todo su caudal al mar; éste en parte se evapora y en parte se infiltra, con lo que el ciclo se alarga.

En las regiones templadas y cálidas, las precipitaciones se hacen en forma de lluvia. El agua de lluvia recién caída se divide inmediatamente en tres fracciones: 1. Agua de escurrimiento o de arroyada que corre por la superficie y tributa finalmente a los ríos; 2. Agua de evaporación que vuelve inmediatamente a la atmósfera, y 3. Agua de infiltración que penetra por los poros o fisuras de las rocas permeables, constituyendo una muy importante parte del agua subterránea.

En las zonas lluviosas intensamente forestadas, buena parte del agua de infiltración es retenida superficialmente por la vegetación y los suelos, que sobre todo actúan de reguladores de la infiltración más profunda, pero una buena parte de esta agua se incorpora al metabolismo vegetal, y puede ser devuelta a la atmósfera por el fenómeno de evapotranspiración, o transpiración vegetal, que se realiza sobre todo a través de los estomas de las hojas.

Los ríos finalmente devuelven las aguas continentales al mar, con lo que termina cerrándose el ciclo. No obstante, las aguas subterráneas retardan considerablemente la devolución, puesto que algunas de ellas, cuando encuentran estructuras geológicas favorables pueden permanecer milenios, y aun millones de años encerrados en trampas tectónicas sin posibilidad de ser emitidas al exterior, hasta que la denudación

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corta las estructuras y libera el agua retenida. Estas son las aguas fósiles, caídas en el Cuaternario y aun durante el plioceno superior, cuya presencia explica las reservas de aguas subterráneas existentes en nuestras actuales regiones áridas y desérticas, que en los pluviales interglaciares o durante el plioceno tuvieron climas mucho más húmedos.

El ciclo completo con toda su enorme complicación, tal como se ha descrito y dibujado en el cuadro de la figura, I.1, sólo se encuentran en determinadas regiones de nuestro planeta, como son las zonas templadas, provistas de altas montarías en las que se forman glaciares, las regiones centroeuropeas por ejemplo; en las regiones de latitud baja, en cambio, no existe, o tiene poco desarrollo el glaciarismo, y todo el ciclo se realiza a través de la dinámica fluvial. Por el contrario, en las regiones polares, donde los glaciares tributan directamente al mar, el ciclo se simplifica, puesto que se elimina el recorrido fluvial. Finalmente en las regiones áridas y 'desérticas la dinámica fluvial es fundamentalmente torrencial y sólo existen, por tanto, aguas de arroyada, ya que los cursos son ramblas o oueds, con circulación estacional o intermitente.

Fig. I-1. Visión general del ciclo hidrológico.

Si el ciclo del agua varía en el espacio según los climas, mucho más ha cambiado en el tiempo, a tenor de los cambios paleogeográficos por los que ha pasado la Tierra desde el comienzo de su actividad geológica. La evolución de tierras y mares, los cambios de la posición de los polos, las glaciaciones, los estados de evolución del relieve, influyen tan profundamente en el ciclo del agua, que pueden hacer cambiar totalmente sus características generales. Así, por ejemplo, el relieve es un factor muy importante, puesto que durante los momentos de peneplanizacíón, los ríos han alcanzado sus perfiles de equilibrio, y las rocas profundas, cratonízadas, forman las superficies continentales: la evaporación y la infiltración disminuyen y' el agua es emitida en su mayor parte directa y rápidamente al mar. En cambio, durante los periodos que suceden a las orogénesis, los relieves son juveniles, las pendientes escarpadas, y abundan las rocas permeables, con lo que evaporación e infiltración aumentan.

Finalmente es necesario considerar otra reserva de agua del planeta, que aunque de mucho menor volumen que la hidrosfera no por eso debe ser despreciada, el agua juvenil, procedente de la destilación magmática, contenida originariamente en las rocas ígneas, las cuales al fundirse liberan su agua de constitución, buena parte de la cual aparece por las fuentes termales, géiseres y fuentes minero-medicinales. Aunque

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el volumen total de estas aguas es pequeño, en el transcurso de los tiempos geológicos y teniendo en cuenta que la intensidad del magmatismo ha ido en disminución desde el Precámbrico I (4.500 millones/años), la cantidad de agua juvenil emitida debe de ser muy grande, hasta el punto de que Kuenen, la cree capaz de producir un aumento notable en el volumen total de aguas oceánicas.

El ciclo del agua está pues constituido por un conjunto de fenómenos extremadamente complejos tanto en el espacio como en el tiempo.

1.3. EL AGUA SUBTERRÁNEA

3.1. Nociones de infiltración y permeabilidad

Las fracciones de agua procedentes de glaciares, ríos o escorrentía de lluvias que penetra en las rocas de la litosfera, reciben el nombre de aguas subterráneas. El fenómeno de penetración se llama genéricamente infiltración.

La infiltración sólo puede realizarse gracias a que las rocas tienen soluciones de continuidad por las cuales el agua puede penetrar. Las características de estas soluciones de continuidad varían de unas rocas a otras. Algunas son extremadamente compactas y coherentes y no ofrecen solución de continuidad alguna; el agua no puede penetrar en ellas; constituyen el grupo de rocas impermeables. Por el contrario, las rocas que permiten ser atravesadas por el agua se llaman permeables. La permeabilidad varía con la textura y composición del material y también con su grado de evolución. Así, en general, los sedimentos pobres en arcilla, que no han sido compactados ni lapidificados, son permeables, mientras que las rocas derivadas de aquéllas, por compactación, lapidificación, diagénesis o metamorfismo son rocas impermeables. Pero los sedimentos arcillosos o calizos, es decir, de granulometría fina son también originariamente impermeables a pesar de no haber sido compactados ni haber llegado a la fase de roca. En general puede admitirse que un sedimento es tanto más impermeable cuanto menor sea el tamaño de los granos que lo constituyen; es decir, la permeabilidad es razón directa del tamaño de los granos. Tampoco todas las rocas compactas son impermeables, puesto que durante, o posteriormente a su compactación, pueden haber sido fisuradas; es decir, pueden aparecer en ellas fisuras (planos de estratificación, esquistosidad, diaclasas, fallas) que permiten el paso libre del agua. Esta circunstancia hizo que Daubré admitiera dos tipos de permeabilidad: 1. Permeabilidad en grande, propia de las rocas porosas, y 2. Permeabilidad en pequeño, propia de las rocas fisuradas. Estas denominaciones de Daubre no se han conservado, pero se utilizan otras que en su esencia equivalen a aquéllas, como son las de permeabilidad por porosidad y permeabilidad por fisuración.

En el primer caso el agua penetra a través de los poros y circula por ellos gota a. gota, impulsada por la gravedad; la circulación por porosidad recibe el nombre de percolación, se trata de una circulación lenta durante la cual las gotas de agua no sólo han de vencer la resistencia que les oponen los minúsculos poros por donde han de pasar, sino que además son solicitadas por otros fenómenos físicos, como la capilaridad, la adherencia, que pueden producir perturbaciones en la buena marcha de la percolación, puesto que una parte del agua que penetra queda retenida por estos fenómenos. De aquí la existencia de dos tipos de porosidad: 1. Porosidad total o suma del volumen de todos los poros existentes, y 2. Porosidad eficaz o suma de los volúmenes ocupados por el agua gravífica o circulante, única capaz de ser utilizada. El agua que no percola puede ser retenida (agua higroscópica y pelicular) o ascender por capilaridad (agua capilar).

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El agua gravífica tiende a viajar hacia abajo mientras continúe persistiendo la porosidad de la roca, pero se detendría ante un substrato formado por una roca no porosa, y por tanto, impermeable. En este caso el agua se irá acumulando por encima de la capa impermeable, ocupando todos los poros de la roca permeable hasta alojar en ellos el volumen de agua infiltrada; este fenómeno se llama imbibición, concepto poco usado en los tratados modernos de Hidrogeología pero que expresa muy claramente la posición del agua dentro de los poros de la roca permeable.

La permeabilidad por fisuración, en cambio, es propia de las rocas compactas fisuradas. Las fisuras pueden compararse, desde el punto de vista geométrico, a planos, por los cuales el agua penetra y circula, acumulándose en las zonas anchas de los planos y reduciendo su volumen en las estrechas. La circulación de fisura es comparable, hasta cierto punto y en algunos casos, a la circulación por tuberías, pero por otros muchos difiere profundamente. La diferencia fundamental con la percolación consiste en que las masas rocosas comprendidas entre fisura y fisura pueden estar totalmente secas; cuanto más próximas estén las fisuras tanto más se asemejará la circulación de fisura a la percolacíón. También la circulación de fisura esta limitada en profundidad por una capa impermeable.

En realidad, permeabilidad por porosidad y permeabilidad por fisuración son sólo dos elementos bien definidos dentro de una gama de términos que se enlazan unos con otros y constituyen un verdadero "espectro de permeabilidad", que comienza con las arcillitas, sigue con las aleuritas, arenas finas, arenas gruesas, conglomerados, carniolas y brechas calizas, cuarcitas muy fisuradas, calizas poco fisuradas y calizas masivas. La capacidad absorbente de las arcillitas es muy pequeña, pero aumenta lentamente en los materiales hasta llegar a los conglomerados y carniolas capaces de absorber el 80 por 100 del agua de precipitación. Desde las arcillitas a las calizas masivas el porcentaje de "huecos" va aumentando progresivamente por unidad de volumen, de tal modo que mientras en una grava puede constituir el 40 por 100 y en una carniola el 60 por 100, en una caliza masiva, un solo hueco puede ocupar toda la unidad de volumen y absorber, por tanto, la totalidad del agua caída sobre ella. No obstante, como las figuras están muy espaciadas en las calizas masivas, podrán existir zonas totalmente impermeables muy semejantes en su comportamiento hídrico a las arcillas (Fig. I.2).

3.2. Características fundamentales del manto freático

En el caso más elemental de imbibición encontraremos siempre dos estratos horizontales superpuestos; uno superior formado por arenas o gravas homogéneas e isótropas, y otro inferior formado por margas o arcillas. El superior constituirá la superficie topográfica y estará totalmente limitado por valles cuyas vaguadas pueden cortar el estrato inferior impermeable (Fig. I.3). En estas condiciones el agua infiltrada se acomodará a una posición de equilibrio hidrostático tal que estará limitada por una superficie superior o superficie piezométrica (= superficie hidrostática = nivel piezométrico) (en francés surface piézométrique, en inglés, water table), y la cual remeda lejanamente la forma de la superficie topográfica. Cuando el volumen de agua imbibida es muy inferior al volumen total de poros de la capa permeable, los límites de la periferia de la superficie piezométrica no rebasan el contacto de las capas permeables o impermeables, y el agua se mantiene estática sin aflorar al exterior; pero cuando ocurre lo contrario, la superficie piezométrica ocupa mayor superficie que la capa impermeable y el agua se extravasa, surgiendo al exterior en forma de manantiales.

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Fig. I-2 A). Tipos de permeabilidad según Meinzer. 1. Sedimentos bien clasificados, porosidad elevada; 2. Materiales con clasificación deficiente, porosidad baja; 3. Sedimentos con clastos porosos y bien clasificados, porosidad máxima; 4. Sedimentos bien clasificados con cemento que disminuye la porosidad; 5. Porosidad secundaria por disolución; 6. Porosidad secundaria por fisuración.

La roca porosa permeable imbibida de agua se llama capa o manto freático, que también puede llamarse acuífero, aunque éste es un nombre genérico que debe aplicarse a cualquier roca conteniendo agua, sea o no freática. El agua contenida en el manto se llama por consiguiente agua freática y la percolacíón, en las condiciones que se han indicado, se llama también circulación freática.

La región comprendida entre la superficie piezométrica y la superficie topográfica se llama "zona de aireación", y es a su vez zona de infiltración y de capilaridad, es decir, una zona de circulación vertical en oposición a la zona de saturación (= de imbibición) o verdadero manto freático, que es la zona de percolación. La zona de aireación comprende de abajo a arriba (Fig. I.4).

a) Zona capilar, o zona de circulación geotrópica negativa, puesto que durante las sequías el agua de la zona de saturación asciende y tiende a salir al exterior.

b) Zona de retención formada sobre todo por agua higroscópica y pelicular, adherida por adsorción a los clastos que forman la roca permeable.

c) Zona de evapotranspiracíon, donde enraízan los vegetales, absorben agua por las raíces y la expulsan a la atmósfera a través de las hojas (transpiración).

Las zonas de aireación y de saturación tienen espesores variables a tenor de las precipitaciones.

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Fig. I-4. Zonas de un manto freático

Durante los períodos de lluvias la superficie pieza métrica asciende, y por tanto, disminuye el espesor de la zona de aireación, pudiendo en determinadas circunstancias llegar a la superficie, originándose entonces zonas pantanosas. Es el caso de ascensión de la superficie piezométrica en el que no existiera zona de aireación. También, en países extremadamente secos puede darse el caso inverso, es decir, de depresión de la superficie piezométrica hasta su completa anulación; entonces sólo existe zona de aireación.

El tipo de capa freática que acabamos de describir se llama libre, porque toda la superficie de la capa permeable está al descubierto, y como ya hemos dicho forma la superficie topográfica. La superficie piezométrica es aquí una superficie real que separa la zona de aireación de la zona de saturación.

Las características de la circulación freática o percolación están esencialmente determinadas por la permeabilidad o conductividad hídrica de las rocas o tal como la define Castany "propiedad de las rocas de transmitir agua bajo presión". La permeabilidad es a su vez función de la porosidad total y ésta depende a su vez: 1) De la forma de los granos de la roca permeable; 2) De sus dimensiones respectivas, y 3) De su ordenación. Estas tres circunstancias determinan evidentemente la porosidad total, puesto que en una roca heterogénea, donde existen granos de tamaños diferentes, los pequeños ocupan partes de los poros que quedan entre los grandes después de su agrupación y ordenación y, por consiguiente, la porosidad disminuirá. En cambio, en las rocas homogéneas los granos son todos del mismo tamaño y los

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espacios que quedan entre ellos son iguales y regulares, lo que determinará un aumento de la porosidad total. En consecuencia, cuanto mayor sea la porosidad total, mayor será la permeabilidad. Por esto tiene una gran importancia en Hidrogeología el conocimiento de las características físicas de los granos o clastos que forman las rocas detríticas, y en su consecuencia se utilizan todos los métodos de la Sedimentología, especialmente los granulométricos, para poder conocer la porosidad total(10).

El deslizamiento o percolación obedece a la fórmula obtenida por Darcy, en medio homogéneo e isotrópo, substrato impermeable horizontal y régimen de deslizamiento laminar. Según ella el caudal Q, en m3/s, es directamente proporcional a la porosidad expresada por un coeficiente k, a la superficie de la sección mojada en m2, s, y a la carga de agua en metros, H, e inversamente proporcional al espesor de la roca detrítica en metros, e.

eH

ksQ =

como H/e representa la pérdida de carga por unidad de longitud o gradiente hidráulico, í, la fórmula de Darcy se simplifica así:

k.s.iQ = (11)

Un manto freático que reúna las condiciones físicas necesarias a la ley de Darcy, está siempre en movimiento, y en general conserva sensiblemente constante su volumen hídrico total, o reserva hídrica, por dos causas principales: 1) Porque tiene períodos de alimentación durante las precipitaciones atmosféricas; 2) Porque tiene exutorios periféricos, que llamamos fuentes y manantiales, Evidentemente, para que la reserva hídrica sea constante hace falta que la cantidad de agua de alimentación equivalga a la cantidad de agua expulsada por los exutorios. Esto no se realiza nunca de una manera exacta, pero sí aproximada de aquí que la superficie piezométrica se eleve en los momentos de precipitaciones y descienda en los períodos secos.

El conocimiento de un manto freático es indispensable si se quiere explotar mediante el alumbramiento de pozos. Para poder comprender sus características físicas y, por lo tanto, sus reservas hídricas hace falta trazar un mapa hidrogeológico, en el que estén representadas las isopiezas o líneas de igual altura de la superficie piezométrica, las cuales son para la zona de saturación del manto freático como las curvas de nivel para la topografía. Las isopiezas nos dan la forma exacta de la superficie piezométrica, y por lo tanto, nos indican las profundidades a que se encuentran por debajo de la superficie topográfica. No obstante, es difícil llegar a conocer totalmente las características del manto si no se le somete a una intensa explotación, puesto que el trazado de las iso piezas será tanto más exacto cuanto mayor sea el número de puntos de agua (manantiales o pozos) que se hayan tomado para su trazado; un manto intensamente explotado tiene muchos puntos de agua y pueden ser sometidos a un control metódico que permita conocer las oscilaciones de la superficie piezométrica y, por lo tanto, la reserva hídrica existente en cada momento.

(10) El lector interesado puede consultar las obras de Estratigrafía, Petrología sedimentaria y Sedimentología que se indican en la Bibliografía, donde se hallarán los fundamentos de los métodos granulométricos.(11) Véanse las obras de Hidrogeología, que tratan fundamentalmente de las aguas freáticas. El conocimiento de las aguas freáticas es mucho más completo que el de las aguas, de fisura, a consecuencia de que estas aguas se utilizan en gran escala y pueden alumbrarse fácilmente.

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Fig. I-5. Tipos de capas según la forma de la superficie piezométrlca (G. Castany, 1968). A. Plana; B. Cilíndrica; C. Radial con hilos divergentes y perfil hiperbólico; D. Radial con hilos divergentes y perfil parabólico; E. Radial con hilos convergentes y perfil hiperbólico; F. Radial con hilos convergentes y perfil parabólico.

Los mantos freáticos libres corresponden a dos tipos:

1. Cilíndricos o planos. En éstos la percolación se hace una sola dirección y las líneas de corriente son rigurosamente paralelas.

2. Radiales. En los que la percolación se hace en direcciones distintas; si éstas convergen, los mantos se llaman convergentes; y si divergen, divergentes.

Los más corrientes son los radiales, puesto que ya hemos dicho que la roca permeable que contiene el manto está modelada por la topografía y cortada por los valles, lo que obliga a las aguas del manto a circular en varias direcciones distintas. (Fig. I.5).

Las características de los mantos Ubres varían considerablemente cuando cambian las condiciones estipuladas para el manto-tipo. El caso mas elemental de alteración lo

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tenemos cuando la capa impermeable subyacente no es horizontal, sino inclinada; entonces la superficie piezométrica será paralela al buzamiento de la capa impermeable cuando la altura de la zona de saturación (h) sea constantemente equivalente a la relación entre el caudal circulante (Q) y el coeficiente de permeabilidad (k) multiplicado por el seno del ángulo de buzamiento (sen i), es decir:

h i)sen (k.

Q =

tal como puede verse en la figura I.6. En cambio, si h < QI(k.sen i), la superficie piezométrica será una curva parabólica (Fig.1.6). Si por el contrario h > QI(k.sen i), la superficie piezométrica será una curva hiperbólica. Otras formas diversas pueden adquirir la superficie piezométrica cuando la superficie del estrato impermeable subyacente tiene deformaciones; generalmente se adapta a éstas, deprimiéndose en las zonas más profundas y elevándose en las zonas convexas.

Otras variaciones importantes aparecen cuando la roca permeable en la que se aloja el acuífero no es homogénea; es decir, cuando existen cambios laterales de la litología del material que la constituye. Las terrazas encajantes, por ejemplo, suelen estar constituidas por materiales de granulometría diferente cuya porosidad cambia, y en su consecuencia la superficie piezométrica se deprimiría al pasar de un material de menor porosidad a otro de mayor, e inversamente: si aparece una terraza de cantos, encajada en una terraza de arenas, la superficie piezométrica se deprimirá en los cantos y se elevará en las arenas, porque los cantos tienen una permeabilidad más elevada que las arenas y la velocidad de percolación aumentaría. Efectos análogos se producen en los cambios laterales de litofacies.

Cuando la heterometría de un material es muy elevada, como ocurre frecuentemente en aluviones y sobre todo en morrenas, la presencia de cantos de gran tamaño y de bloques actuando de barreras hacen bajar bruscamente el gradiente hidráulico y elevan la superficie piezométrica de tal modo que aguas abajo del obstáculo desciende mucho más súbitamente el gradiente hidráulico y la superficie piezométrica puede emerger fuera de la superficie topográfica originando un manantial.

Otros tipos de mantos freáticos libres se forman en los valles en artesa aluvial rellenos de sedimentos ocupados por aguas llamadas subálveas, en ellos se advierte una doble alimentación: por una parte tienen aportes laterales procedentes de las vertientes del valle, por otra reciben infiltraciones de la propia vaguada del río que circula por el valle. Los caudales aportados dependerán siempre del clima, puesto que en los climas húmedos los aportes laterales son grandes y equilibran los aportes fluviales; en este caso la superficie piezométrica es hiperbólica. En los climas secos y áridos, por el contrario, la aportación lateral es nula o casi nula, y únicamente las infiltraciones fluviales alimentan el manto freático; en este caso la superficie piezométrica es parabólica.

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La posición de la capa impermeable respecto al manto freático influye también en las características de éste; cuando es profunda, la superficie piezométrica suele estar por debajo del nivel de los talwegs de los valles, excepto en los países de pluviosidad muy elevada; cuando por el contrario la capa impermeable es somera, la superficie piezométrica aflora fácilmente dando niveles de manantiales. Las características de la superficie piezométrica serán aún distintas si la capa impermeable, somera o profunda, está inclinada o es horizontal.

Las causas que influyen en las características del manto freático libre son fundamentalmente:

1. El equilibrio hidrostático.

2. La permeabilidad.

3. La granulometría del sedimento.

4. La estructura geológica.

3.3. Tipos de aguas subterráneas

Las aguas freáticas libres constituyen el caso más elemental, y también uno de los más frecuentes, de aguas subterráneas, pero existen otros tipos, con todos los cuales puede hacerse la siguiente clasificación:

1. Aguas freáticas libres, ya descritas.

2. Aguas cautivas. Son aguas esencialmente freáticas, pero involucradas en estructuras geológicas mas complejas (series isoclinales, pliegues), en las cuales las capas permeables están intercaladas entre capas Impermeables, de lo que resulta que la superficie topográfica sólo en parte está modelada en la capa permeable. En este momento aparece el concepto de superficie libre de la capa permeable o área de intersección de la capa permeable con la superficie topográfica y el de superficie piezométrica virtual o teórica. Una capa cautiva tiene sólo una pequeña parte de superficie piezométrica real, la correspondiente al límite entre zona de saturación y zona de aireación, pero esta superficie real parcial puede prolongarse teóricamente en el espacio, dándonos entonces la superficie virtual o teórica. Las aguas cautivas están, por consiguiente, sometidas a presión hidrostática; el valor de esta presión es el de la magnitud de la columna que gravita sobre cada punto del manto cautivo (Fig.1.7). En su consecuencia, las aguas alumbradas en estas condiciones deben ascender teóricamente hasta la altura de su superficie piezométrica virtual. Cuando las condiciones topográficas son apropiadas, las aguas cautivas emergen por su propia presión hidrostática, llamándose entonces aguas artesianas, por haberse alumbrado por primera vez en la cuenca de París, en Artois. Los pozos que alumbran aguas cautivas se llaman también, por lo mismo; pozos artesianos. La alimentación de las capas cautivas se hace exclusivamente por las superficies libres de las mismas, por lo que resulta más precaria que en el caso de los mantos libres. No obstante, este defecto está generalmente compensado por las óptimas condiciones de acumulación hídrica que tienen las capas cautivas, generalmente establecidas en series isoclinales, o mejor aún, en pliegues sinclinales, en cuyas zonas de charnela el agua se almacena y puede permanecer milenios y aun millones de años sin emerger, si la denudación no llega a cortar las estructuras que permiten la acumulacíón; es el caso ya mencionado de las aguas fósiles. De todos modos, en los mantos cautivos las posibilidades de

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emergencia de las aguas contenidas en ellos son muy inferiores a las de un manto libre.

Fig. I-7. Tipos de aguas subterráneas. A. Cársticas: B. Freáticas: C Aguas de fisura; D. Aguas artesianas, cautivas.

3. Aguas de fisura. Penetran y circulan por las fisuras, quedando en seco las zonas intertisiales. La circulación puede ser libre o con carga hidrostática. En el caso en que las fisuras están Intercomunicadas y en relación con un substrato impermeable común, se establece una superficie piezométrica virtual. Existen, por lo tanto, posibilidades de alumbramiento de aguas de tipos artesianos cuando las condiciones topográficas son favorables. Ocurre, no obstante, con mucha frecuencia que grupos de fisuras próximas son independientes, en cuyo caso cada grupo tiene su propia superficie piezométrica virtual. También se dan casos en que en una capa determinada la fisuración es tan intensa que actúa hidrogeológicamente de manera parecida a una capa Freática, en cuyo caso las mismas leyes que aplicamos a las capas cautivas pueden ser utilizadas para éstas. Como ciertos tipos de fisuración como la diaclasación, son fenómenos específicos que dependen de la cohesión de las rocas, las diaclasas se reparten de manera desigual en las diversas capas de una serie de estratos de tal modo que los más compactos tienen una densidad de diaclasas superior a los menos coherentes, en cuyos casos estas capas muy fisuradas son acuíferos que se comportan casi como capas cautivas. Lo propio pasa con las calizas y dolomías cavernosas o carniolas que tienen una porosidad muy elevada, sea congénita o diagenética, Heling (1968), que les permite tener un comportamiento análogo al de las capas freáticas.

Las características hídricas de estas rocas son en realidad intermedias entre las rocas porosas y las rocas de fisura, y en las regiones calizas su presencia tiene una importancia extraordinaria desde el punto de vista hidrológico, pues son los principales elementos litológicos en los que se instalan las "capas cársticas". Las aguas de fisura son propias de todas las rocas compactas fisuradas, no solubles, como las rocas ígneas en general, endógenas y metamórficas, y las sedimentarias compactas, especialmente silíceas, como las cuarcitas, los conglomerados cuarzosos, las areniscas, etc.

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4. Aguas cársticas. Son fundamentalmente aguas de fisura, pero que circulan por rocas solubles y de manera especial por las calizas. De aquí su nombre, por haber sido la región de Karst, situada en Istria, al N. del Adriático, la región clásica de las aguas cársticas, habiéndose descrito allí por primera vez y haberse estudiado en esta región los principios fundamentales de la circulación cárstica. El estudio de estas aguas es objeto especial de la Hidrogeología o Hidrología cárstica, tema fundamental de esta obra.

3.4. El agua subterránea en la corteza terrestre. Regiones hidrogeológicas

Las aguas subterráneas, distribuidas en las diversas partes de las zonas altas de la corteza siálica, no lo están al azar, ni aisladas unas de otras, sino que su forma de yacer y de circular está fundamentalmente condicionada por la estructura geológica, tanto en sus detalles como en su conjunta. Existen, por consiguiente, grupos de aguas subterráneas que están condicionados por unas características comunes y que constituyen a este respecto verdaderas familias hídricas, Imbeaux, llamó a estos conjuntos de aguas subterráneas "cuencas hidrogeológicas" (= bassins hydrogéologiques), nombre que suscribe recientemente Murcia (1967). Pero el nombre de cuenca sugiere tal vez una unidad hidrogeológica restringida, aunque ya lmbeaux establece varias jerarquías de cuencas. No obstante, la denominación de cuenca, por comparación con la de la cuenca hidrográfica, nos conduciría a la concepción de un conjunto de aguas subterráneas que tienen una evacuación común. Por esto es por lo que recientemente dimos ya, Llopis (1966), la definición de región hidrogeológica en el sentido de estar caracterizada:

1. Por su estructura geológica.

2. Por el tipo de permeabilidad.

3. Por su balance hídrico.

La estructura geológica es el carácter fundamental y decisivo, puesto que es la directriz esencial que rige la circulación del agua subterránea. El manto freático libre que hemos tomado como prototipo, es en realidad una excepción, puesto que se trata de un manto atectónico; en él la tectónica no desempeña ningún papel, pero allí es donde la circulación subterránea se nos ofrece con mayor sencillez y, por tanto, es allí donde han debido buscarse las leyes fundamentales que rigen la circulación subterránea. No obstante, sólo en las regiones atectónicas, es decir, en los depósitos cuaternarios encontramos el manto libre en toda su pureza. Lo frecuente, lo normal, es que las rocas estén tectonizadas en diferentes grados y los acuíferos están situados en rocas que han sufrido profundas modificaciones texturales y estructurales de origen mecánico. En estos casos, la gravedad, fuerza motriz de la circulación subterránea, tiene que vencer la resistencia que le opone la estructura y adaptarse a ella. De aquí que toda el agua absorbida por una determinada estructura tectónica se presente en una misma forma de yacer y su circulación se realice en condiciones análogas. La estructura geológica determina, pues, la marcha de la circulación subterránea y condiciona las zonas de absorción y emersión del agua.

El tipo de permeabilidad (por porosidad o por fisuración) es ya un carácter accesorio que depende de la física de las rocas, pero que en todo momento está supeditado a la estructura.

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El balance hídrico nos expresa las relaciones entre la alimentación (por consiguiente, nos ilustra acerca de las características de la región), el escurrimiento, las reservas hídricas y la emersión.

Las regiones hidrogeológicas son, por consiguiente, unidades morfotectonicas, perfectamente definidas estructuralmente, sometidas a un clima determinado y con circulación subterránea especifica.

Multitud de ejemplos pueden ponerse a este respecto de regiones hidrogeológicas. Uno de los más conocidos es sin duda la cuenca de París, al mismo tiempo región morfotectónica y región natural en sentido geográfico, formada por una cuenca de sedimentación mesozoica-terciaria, ligeramente plegada en sus bordes formando un megasinclinal que se extiende desde Bretaña a las Ardenas y desde el valle del Ródano al Canal de la Mancha. El zócalo es un substrato paleozoico impermeable y sobre él se han depositado más de 4.000 m de sedimentos escalonados desde el Triásico al Mioceno. Es una región que se ha comportado casi como atectónica durante la orogénesis alpídica, congelada tectónicamente y elevada epirogenéticamente en tiempo reciente, de tal modo que ha quedado ligeramente inclinada hacia el N.W., hacia el Canal de la Mancha. Los múltiples episodios sedimentogénicos que han originado la cuenca de París, están constituidos por sucesiones de secuencias y ritmos sedimentarios entre los cuales aparecen frecuentes capas detríticas permeables intercaladas entre otras impermeables que constituyen otros tantos acuíferos de aguas cautivas, que son activamente explotados. La sedimentación mesozoica de la cuenta de París, alcanzó espesores comprendidos entre 1.200 y 3,300 m a los que hay que añadir otros 1.000 m aproximadamente del terciario.

Los acuíferos son de tres tipos: cautivos en las capas detríticas, de fisura en las calizas y rocas compactas y freáticas libres en los aluviones, y en las arenas de Fontenebleau. Hay siete capas cautivas más importantes que se explotan a profundidades diferentes: una de ellas, la de las arenas de Soissonnais en el Cuisiense, está explotada por centenares de pozos a profundidades que oscilan entre los 80 y 120 m. La más célebre y más antiguamente conocida es la capa albiense, que fue descubierta en el propio París en 1841 por el pozo artesiano de Grenelle, de 548 m. Esta capa ocupa una superficie de unos 100.000 km2, y su superficie libre es del orden de los 1.000 km2. En los alrededores de París existen cerca de trescientos sondeos que la cortan a profundidades diferentes oscilantes entre 300 y 715 m. La activa explotación de esta capa durante más de un siglo ha hecho que desde hace ya unos 20 años, el nivel piezométtico de los pozos haya descendido considerablemente, de tal modo que en la actualidad el arresianisrno es muy pobre.

La cuenca de París tiene además aguas profundas, poco conocidas, aunque han sido descubiertas recientemente en los sondeos realizados para la prospección de petróleo. Algunos de estos sondeos sobrepasan los 3.000 m.

La alimentación de la cuenca de París es autóctona, gracias 3 las elevadas precipitaciones atlánticas, del orden de los 800 mm, que permiten una activa recuperación del agua extraída.

España puede ser dividida en una serie de regiones hidrogeológicas, que coinciden con otras tantas regiones naturales, definidas por su clima y su morfotectónica. Una de las mejor caracterizadas es la cuenca del Duero, puesto que constituye una submeseta, es decir, una de las grandes unidades morfológicas que constituyen la Meseta castellana; sub meseta delimitada por orlas montañosas, limitadas por fracturas terciarias que constituyen casi límites geométricos entre

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montaña y llano. En la cuenca del Duero aparecen dos etapas sedimentogénicas, una cretácica de origen marino, bastante fugaz, y otra terciaria de origen continental muy importante, puesto que comprende probablemente parte del Oligoceno y todo el Mioceno. En su conjunto la cuenca del Duero tiene, como la de París, una estructura megasinclinal, aunque su evolución y sus formas tectónicas son distintas. En la cuenca del Duero los depósitos tectónicos y terciarios están en contacto por fallas con el Paleozoico de las montañas cantábricas y con las migmatitas de] sistema central, mientras que por el W. fosiliza los pliegues hercinianos galaicocantábricos y por el E. descansa sobre la región NW. de la Cordillera Ibérica. Así pues todos los rebordes de la cuenca del Duero están levantados y las series estratigráficas buzan hacia el interior, constituyendo, por lo tanto, excelentes zonas de alimentación de las aguas subterráneas que se acumulan en el fondo de la cuenca.

La distribución de los sedimentos por su granulometría en la cuenca del Duero, nos ilustra acerca de la posible marcha de la circulación subterránea. Del mismo modo, el conocimiento del desarrollo paleogeográfico es en este caso de la mayor importancia para poder deducir el tipo de materiales que deben encontrarse en el fondo de la cuenca y, por tanto, sus posibilidades de permeabilidad. En efecto, la primera fase sedimentogénica de la cuenca es cretácica, de edad aptiense y de facies wealdense, formada por arenas y microconglomerados de grano medio, ricos en glauconitas, sedimentos , por tanto, en una plataforma continental poco profunda; estos depósitos son claramente transgresivos sobre el substrato paleozoico o precámbrico; este carácter transgresivo y la constancia de facies que tiene el aptiense-albiense en toda España nos permite creer que las mismas capas detríticas que afloran en los bordes de la cuenca se encuentran también en el centro, de tal modo que de ser esto cierto, deben encontrarse aguas profundas en el centro de la sub meseta del Duero, puesto que las arenas y conglomerados de facies wealdense son rocas de alta permeabilidad. En cambio, la sedimentación terciario es de tipo continental; cuando ésta comenzó, la cuenca del Duero era ya una cubeta intermontañosa como hoy, donde se sedimentaron conglomerados gruesos en los bordes y materiales más finos, arenas, aleuritas, arcillas, yesos y calizas lacustres en el centro de la depresión. Estas circunstancias nos conducen a la creencia de que las aguas subterráneas que circulan por el terciario deben de estar concentradas en los bordes de la cuenca, puesto que hacia el interior los materiales son muy finos y, por lo tanto, impermeables. De este modo pueden establecerse varios sistemas o zonas hidrogeológicas, dentro de la región, zonas que estarán condicionadas por las circunstancias estructurales o litológicas, pero tendrían el mismo sistema de alimentación general de la región y estarán incluidas dentro de megaestructura general. Así, en la cuenca del Duero como región hidrogeológica pueden distinguirse las siguientes zonas hidrogeológicas:l

1. Zona del reborde cantábrico, formada por conglomerados de cantos gruesos, buzando al S. y alimentada sobre todo por los ríos cantábricos que descienden hacia el Duero.

2. Zona central terciaria anhídrica, formada por aleuritas, arcillas y yesos.

3. Zona central cretácica y terciario basal de aguas profundas y alimentación marginal alóctona, por los mismos ríos cantábricos que alimentan la zona marginal.

4. Zonas cársticas de las mesas o páramos de calizas pontienses con alimentación autóctona.

5. Zonas aluviales y de terraza, circunscritas a los valles fluviales, con alimentación autóctona y aguas subálveas.

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6. Zona meridional del reborde del sistema central de características parecidas él la zona 1, con alimentación por los ríos que descienden del Sistema Central.

Es necesario, por consiguiente, establecer una jerarquía dentro de la distribución del agua en la corteza. El elemento más importante es, pues, la región hidrogeológica, que puede estar constituida por varias zonas o sistemas; estos sistemas pueden a su vez estar sustituidos por otras unidades de jerarquía inferior, como los aparatos hidrogeológicos o conjunto de aguas que tienen un punto común de emergencia o manantial.

De este modo podemos establecer las siguientes jerarquías de elementos hidrogeológicos:

Unidades Hidrogeológicas Carácter sistemáticoRegión ………………………………………Zona o sistema …………………………….Aparato ……………………………………..

Megaestructura, clima, permeabilidad.Estructura tectónica y/o estratigráfica.Manantial o emergencia común.

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Capítulo 2

HIDROGEOLOGÍA CÁRSTICA

II.1. LAS CIENCIAS DEL KARST

Hidrogeología cárstíca es la parte de la Hidrogeología que estudia la circulación, del agua en las rocas calizas y rocas solubles en general. Como consecuencia de la solubilidad de la caliza, la circulación va acompañada de una serie de fenómenos químico-físicos, que no encontramos en los demás tipos de circulación subterránea por lo que fácil es comprender que el campo de estudio de la Hidrogeología cárstica sea mucho más vasto que el de cualquiera otra parte de la Hidrogeología y comienza en realidad en el exterior, sobre la superficie topográfica, antes de que el agua haya penetrado en el seno de la caliza, puesto que los fenómenos químico-físicos antes aludidos comienzan ya durante las lluvias y la circulación de las aguas de escurrimiento; por esto las regiones calizas presentan un aspecto muy particular y su modelado está condicionado por circunstancias muy originales que les dan un sello muy específico. Cuando se penetra en el dominio de la caliza se echa en seguida de ver un mundo distinto, con su relieve propio y con su geografía original.

La primera región del mundo objeto de investigaciones científicas sobre circulación del agua en la caliza, fue el Karst, que se encuentra al N. del Adriático, en la península de Istria. De aquí la denominación de Hidrogeología cárstica estudio de la circulación en la caliza.

El vocablo Karst significa en yugoslavo "campo de piedras calizas" y corresponde a la composición litológica de esta zona del Adriático, pequeña parte de los Alpes Dináricos. El Carso italiano equivale al Karst yugoslavo, como la Causse en Francia. El desarrollo de la caliza sobre la superficie de la litosfera es tan grande que en varios idiomas encontramos nombres específicos para designar las regiones calizas. No obstante el nombre de Karst ha hecho fortuna, y actualmente está internacionalizado, y aparece en el lenguaje científico en todos los idiomas. De modo que hoy lo explicarnos ya en sentido genérico, es decir, hablamos de Holokarst o de Karst de montaña, o de un Karst muy evolucionado. Igualmente utilizamos adjetivo para designar los diversos aspectos del estudio del Karst; así, la Morfología Cárstica, estudia la morfología de las regiones calizas, que guarda estrechas relaciones con la circulación subterránea.

El estudio del Karst alcanza a un campo tan extraordinariamente vasto que sería justificada la admisión del vocablo "Karstología", que ha sido ya propuesto para comprender el conjunto de conocimientos que hoy poseemos sobre el Karst; pero esta palabra no es muy fonética y no ha hecho fortuna; así, pues, dada la indicada diversidad de conocimientos que comprende el estudio del Karst, debemos hablar de Ciencias del Karst, como lo hemos hecho ya para las Ciencias del Agua. El estudio del Karst comienza en realidad con el conocimiento de la morfología cárstica, que estudia las formas del modelado cárstico y su evolución; estas formas son, en realidad, las "formas de absorción" del agua que es absorbida por la caliza, por lo que aquí comienza ya, en realidad, la Hidrogeología cárstica. El "agua cárstica", como ya podemos llamar desde ahora al agua circulante por la caliza, es la causante de una serie de fenómenos de erosión y disolución subterránea, al conjunto de las cuales Martel ha llamado "la evolución subterránea". El principal resultado es la generación de cavernas, que muchas veces son penetrables por el hombre y permiten realizar un estudio único en Hidrogeología: seguir la marcha del agua por el interior de las rocas, viaje que en el caso de las rocas permeables por porosidad no pueden realizar ni aún las bacterias. Esta posibilidad de penetración del hombre en las cavernas ha abierto

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los horizontes del "mundo subterráneo", mundo nuevo, o mejor aún, "dominio nuevo", que desde tiempos ya lejanos ha acuciado la curiosidad humana, detenida en otras épocas por la superstición engendradora del medio y detractora de todo progreso. La curiosidad del hombre por el misterio de las cavernas engendró en el siglo pasado una nueva Ciencia, la Espeleología(1), que etimológicamente significa tratado de las cavernas (del griego speleon = cueva, y logos = tratado) por consiguiente la Espeleología en su sentido más amplio comprenderá el conjunto de conocimientos que se poseen sobre las cavernas (2).

Pero el mundo subterráneo es un mundo extremadamente complejo, no circunscrito únicamente a su desarrollo geológico o hidrogeológico, sino que es además sede de grupos de seres vivos emigrados de la superficie durante los periodos glaciares cuaternarios adaptados a unas condiciones de vida más estables que las epigeas o refugio eventual y aún permanente de multitud de seres que huyen de las dificultades del mundo exterior. De aquí que en realidad la Espeleología en su sentido lato ha de considerarse como el estudio totalitario de las cavernas, desde su origen ligado a la circulación del agua, hasta su senilidad y destrucción o a su conservación por fosilización, incluyendo el conocimiento de los seres vivos que les habitan y de las condiciones ambientes del medio en que estos se desarrollan. La caverna es pues además de una forma de conducción del agua, un verdadero biotopo que mantiene una población heterogénea de seres animales. De aquí que nos parece muy precisa la definición de Martel, que dice que la Espeleología es: "la historia natural de las cavernas".

Pero el número de conocimientos ha aumentado de tal modo en los últimos cuarenta años, en todos los ámbitos de las Ciencias, que ha obligado a la división y a la especialización. La Espeleología no ha podido escapar tampoco a este progreso ni a la división de trabajo y de conocimientos, de tal modo que actualmente comprende dos grandes conjuntos:

1. Geoespeleología, que estudia la geología de las cavernas en todos sus aspectos, comprendiendo la Hidrogeología cárstíca en lo que concierne a la circulación cárstica.

2. Bioespeleología, que estudia las condiciones de vida de las cavernas como biotopos y los diversos seres que en él se encuentran.

De este modo nos encontramos conque la Geoespeleología es en realidad una de las ramas de las Ciencias Geológicas, especialmente en lo que a la Hidrogeología concierne, aunque está estrechamente relacionada con la Geomorfología cuando intenta comprender el relieve cárstico ; con la Petrología Sedimentaria y con la Sedimentología, cuando estudia las características de la caliza y rocas afines; con la Tectónica, cuando se ocupa de la estructura de la caliza; con la Geoquímica cuando investiga el origen de las sales disueltas en el agua y el ciclo de las mismas con la Meteorología y Climatología, cuando pretende conocer el valor de las precipitaciones atmosféricas y las leyes que las rigen en la región de que se ocupa. (Figura II.1).

(1) El término Espeleología, fue expuesto por Riviére en 1890. En 1892, H. de Nussac propuso otro término, el de Speología, que ha sido adoptado por algunos biospeleólogos; pero el nombre de Speología quiere significar mejor el estudio de las cavidades artificiales (del griego speos = minas o excavaciones); por lo tanto este nombre debe proscribirse.(2) Una muy completa y exacta definición de la Espeleología nos la da Gèze (1965): "discipline consacré a l'étude des cavernes, de leur génèse et leur évolution, du milieur physique qu'elle réprésentent, de leur peuplement biologique actuel ou passé, ainsi que des moyens ou des techniques qui sont propes à leur examen".

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Fig. Il-1. Partes de la Geoespeleología

Igualmente la Biospeleología se nos aparece como una rama de las Ciencias Biológicas, ligada con la Ecología con la Zoogeografía; con la Zoología, con la Botánica y con todas aquellas otras que le sirven para resolver los problemas que plantea el conocimiento de la vida hipogea.

La Geoespeleología, en su sentido más amplio, se confunde en realidad con) Hidrogeología cárstica. Son dos ciencias nacidas de conceptos diferentes, pero que persiguen un fin común. La Geoespeleología ha nacido de la curiosidad del hombre por la cueva; la Hidrogeología Cárstica, en cambio, ha surgido del seno de Hidrogeología como una necesidad del conocimiento de la circulación cárstíca, Pero ésta no puede conocerse a fondo sin la Geoespeleología; el hidrogeólogo que no haya penetrado nunca en la caverna no puede tener una idea precisa de la circulación cárstica , y el 60 por 100 de la información que poseemos hoy de esa circulación se ha obtenido de las observaciones realizadas por los espeleólogos.

No obstante, la Geoespeleología ha sido desacreditada en determinadas esferas científicas a consecuencia de que se ha aplicado este nombre a la pura exploración y visita a las cavernas, y se ha llamado a sí mismos espeleólogos, simples visitantes de cuevas, Martins Ferreira (1952). A esto a contribuido enormemente la parte deportiva que tiene dicha ciencia, como en general todas las Naturales; no obstante, no confundiremos nunca un alpinista con un geólogo o un entomólogo. Definiciones de la Espeleología como "alpinismo al revés", por ejemplo, que ha hecho fortuna en los medios alpinistas, han sido nefastas, puesto que han proporcionado al público y aun los medios cultos, informaciones erróneas de las verdaderas finalidades de esta Ciencia y su verdadera utilidad.

Cuando se conoce el contenido de la Geoespeleología, en seguida se echa de ver que se trata de una ciencia compleja, que no puede practicarse sin un bagaje científico muy extenso, especialmente en lo concerniente a las Ciencias Geológicas. En efecto, las diferentes facetas que comprende el estudio de las cavernas, constituyen otras tantas partes o divisiones de la Geoespeleología, y son las siguientes:

1. Morfología cárstica. Estudio de las formas superficiales del Karst y sus relaciones con las cavernas. En otra ocasión ya dijimos (1953) que "La Espeleología comienza con el conocimiento del Karst epigeo y de la geología regional".

2. Espeleometría. Estudio geométrico y topográfico de las cavidades de una caverna, base fundamental sin la cual no se pueden abordar otros aspectos de la cueva.

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3. Espeleomorfología o Morfología subterránea o hipogea. Que se ocupa de la descripción de las formas del relieve subterráneo.

4. Espeleogénesis. Que estudia la evolución subterránea y las causas que han originado las cavidades.

Morfología cárstica, Espeleometría, Espeleomorfología y Espeleogénesis son las cuatro divisiones fundamentales de la Geoespeleología. No obstante, comprende una serie de aspectos del conocimiento de las cuevas que podrían ser objeto de otras divisiones independientes. Así existe, por ejemplo, una Mineralogía aplicada a la Geoespeleología, que nos ilustra acerca de los minerales que se encuentran en ellas. Una Sedimentotogía aplicada a la Geoespeleología, que estudia los sedimentos hipogeos, parte importantísima para el conocimiento de la evolución subterránea y de las etapas por la que ha pasado esta evolución. Casi todas las Cavernas contienen depósitos de orígenes diversos que es necesario conocer. La Paleontología es igualmente necesaria para reconocer y estudiar los restos de fósiles tan abundantes en algunas cavidades. La Prehistoria en fin, con cuyos métodos es posible conocer la historia de las últimas etapas de la evolución subterránea. Pero insistimos, para terminar, en que todos los conocimientos que podemos sacar del estudio de una caverna deben ser esencialmente aplicados al progreso de la investigación de las leyes que rigen la circulación cárstica, es decir, son conocimientos fundamentalmente hidrogeológicos y, por lo tanto, si queremos ser objetivos hemos de concluir identificando en un 70 por 100 la Hidrogeología cárstica y la Geoespeleología, Esta es, pues, una conclusión fundamental que regirá el desarrollo de las páginas que siguen.

II.2. DESARROLLO DE LA HIDROGEOLOGÍA CÁRSTICA

Los primeros tanteos del conocimiento de la Hidrogeología cárstica son ya muy antiguos, puesto que el hombre sintió siempre curiosidad por las cavernas, y por otra parte, tuvo siempre apetencia de agua. Las cavernas y los manantiales cársticos eran uno de los recursos hídricos que el hombre utilizó siempre, especialmente si se tiene en cuenta que las surgencias cársticas suelen tener caudales muy importantes, que siempre han llamado la atención del hombre y han determinado su utilización. Además, los espíritus más avanzados de la ciencia antigua intentaron encontrar explicaciones a la circulación subterránea en general y del Karst, en particular. Así, ya Platón pensaba que todas las aguas continentales procedían del océano, con lo que intuyó el ciclo del agua; no obstante, pensaba también: que el regreso del agua al océano tenía lugar a través del Tártaro, sima ideal, de dimensiones prodigiosas, cuya idea debió inspirarse en la observación de algún gigantesco sumidero. También Aristóteles se preocupó por el agua y de la observación de las cavernas de la Tracia, pensó que el agua evaporada del suelo se condensaba en las cavidades frías de las montañas, donde formaba lagos subterráneos que alimentaban las fuentes. A Thales de Mileto se debe una teoría cíclica del agua que mucho se aproxima a nuestra concepción actual, puesto que pensaba que eran los vientos los que a través de las nubes llevaban el agua del mar a las montañas, allí caía en forma de lluvia y volvía al mar por los ríos. La esencia del ciclo está ya en el pensamiento de Thales de Mileto. Otros filósofos de la antigüedad conservan esta hipótesis, aunque algunos la combatieron.

Pasando por las ideas de Agrícola (1549), de Kepler (1619) y de Kirche (1659) en su famoso Mundus subterraneus, hemos de llegar a Barnard Paliss (1650), en su Discours sur la nature des eaux et fontaines tant naturelles qu'artijecielles, para tener un concepto claro y concreto del origen de las aguas subterráneas y de los fenómenos

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de infiltración y circulación, conceptos sobre los que se inspiraron todos los posteriores investigadores de la Hidrogeología subterránea.

Las aguas cársticas y las cavernas en general desempeñaron un papel también importante en el progreso de la Hidrogeología. Las expediciones más antiguas de las que se tiene recuerdo escrito son las de Nagel a la Mazocha (Moravia), en 1784 donde se descendieron 136 m, de ellos 50 en vertical; la de Lloyd a la Eldon-Holm en el Derbyshire (Inglaterra), en 1770, y la de Carnous al Tirdoul (Aveyron-Francia), entre 1780 y 1785. Después de estas expediciones se comienza él despertar interés por las cavernas y por los fenómenos con ellas relacionados, dando como resultado la aparición de obras de elevado interés, como las de Ritter, sobre los sedimentos y fósiles, y la de Virlet d' Aoust, sobre la génesis de las cavernas, y de Serres, sobre el mismo tema, todas ellas aparecidas en la primera mitad del siglo XIX. Pero hay que llegar a la segunda mitad para que la Ciencia del Karst comience a estructurarse.

Los trabajos más antiguos son los de Heim en 1878 y se refieren sobre todo al lapiaz, es decir, que Heim estuvo, ante todo, preocupado por la Morfología cárstica. Casi simultáneamente, en 1893, aparecen los primeros trabajos de Cvijic que fue el verdadero iniciador de la Hidrogeología cárstica. En 1893 publica su trabajo "Das Karstphanomen", en el cual se exponen las ideas fundamentales sobre la circulación hídrica en el Karst, las cuales obedecen a observaciones tan concretas que en sus líneas generales no se han cambiado y hoy constituyen conceptos básicos sobre los que se apoyan nuestros conocimientos sobre Hidrogeología del Karst. A partir de esta memoria, Cvijic, desde su Cátedra de la Universidad continuó publicando hasta 1923 una serie de trabajos generales y regionales sobre fenómenos cársticos, que le erigen en verdadero estructurador de este cuerpo doctrina.

Aparecen en la misma época una serie de obras, entre las que hay que mencionar la de Hassert, quien en 1895 escribió una de las primeras monografías regionales sobre el Karst de Montenegro. En la primera fecha aparece la monografía de Eckert sobre la morfología superficial del Karst, planteando los mismos problemas que hacía ya unos años había esbozado Heim. En 1907, Lozinskí y Toniolo escriben sendas memorias sobre los fenómenos cársticos, y un poco más tarde, en 1903, Penck publica su obra "Das Karstphanomen", donde se esboza el ciclo cárstico. En 1911, Kostell y Scheck publican las primeras investigaciones de Morfología cárstica en Alemania. Todas estas obras iniciaron el conocimiento de la morfología superficial del Karst y trazaron una directriz geográfica en la orientación de los conocimientos.

En lo que respecta a la circulación cárstica y a la morfología hipogea hay que llegar a Martel (1888) para encontrar la estructuración de la moderna Hidrogeología cárstica. No obstante, existieron otros precursores, como el Abbée Paramelle, publicando su libro "L'art de découvirr sources"; Fournet con su Hydrographie souterraine (1858), y Fuhlot con Die Grotten von Rheinland Westphalien (1869).

Martel fue el verdadero propulsor de la Espeleología y creador de esta Ciencia como un cuerpo de doctrina propio dentro de las Ciencias Geológicas. Martel fue para las formas de conducción del Karst, lo que Cvijic para la Hidrogeología cárstíca en general, Cvíjic y Martel son de la misma época, de manera que sus investigaciones se realizaron paralelamente. Martel estuvo mucho más preocupado por la circulación subterránea, puesto que fue ante todo un explorador de cavernas, pero su ilustración y espíritu observador eran tan grandes que la mayor parte de los conocimientos que tenemos aún hoy sobre la circulación cárstica se deben a él, a pesar de no ser sino un publicista, no un científico profesional, como Cvijic, pero consagró toda su vida a la investigación de las cavernas y, por ende, a la circulación cárstica. Como consecuencia de sus estudios publicó entre 1896 y 1932 una serie de monografías,

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notas científicas y libros de divulgación y de recopilación de conocimientos y observaciones, uno de los cuales "L'evolution souterraine" representa una importantísima aportación a la Espeleología y a la evolución cárstica. Su otra obra "Nouveau traité des eaux souterraines", es maestra para su época. Otras son clásicas en la Espeleología mundial, como "Les abimes" y "Les Cousses Majeurs", En su última nota, "Les avens ou puits naturels", aparecida en 1932, insistía todavía acerca de la importancia de la Espeleología en la Morfología y Geología en general, presentando a las simas como un elemento más del desarrollo morfológico de una región. Sus viajes por toda Europa le pusieron en contacto con la mayoría de los geólogos de su tiempo, muchos de los cuales se interesaron por sus investigaciones, sembrando fructífera semilla por muchos de los países que visitó.

Contemporáneos a Martel fueron otros investigadores del Karst que nos dieron también importantes aportaciones, como Grund (1903), con su obra sobre la circulación cárstica, donde se exponen nuevas ideas. En 1932, el libro de Lheman sobre "Hydrographie des Karsts", en el que se resumen todos los conocimientos que se tenían hasta la fecha, se dan nuevas teorías sobre la circulación cárstica.

En América, el comienzo de la investigación de los fenómenos cársticos es un poco más tardío. Hay que llegar a Davis (1930), quien expone toda una teoría espeleogenética y da ideas sobre la circulación cárstica en general; sus continuadores, Gardner (1935) y Swinnerton (1939), conjuntamente con numerosos otros investigadores, continúan los estudios sobre la Hidrogeología cárstica.

Así, pues, como puede verse, el desarrollo de la Hidrogeología cárstica ha sido posible gracias a la convergencia de tres líneas de investigaciones diferentes: por una parte, la línea geográfica o morfológica, que ha investigado sobre todo la morfología y relieve cárstico; por otra, la línea espeleológica, estudiando la evolución subterránea y las formas hipogeas del Karst; y finalmente, la línea genuinamente hidrogeológica, que procede de la Hidrogeología y que ha utilizado los conocimientos de las otras dos para estructurar la verdadera Hidrogeología cárstica.

Il.3. LA HIDROGEOLOGÍA CÁRSTICA EN ESPAÑA

En España, el desarrollo de la Hidrogeología cárstica va precedido de la Espeleología, pero de una Espeleología que no podía identificarse con aquélla puesto que seguía los principios martelianos del estudio global y total de las cavernas en un sentido histórico-natural. Los primeros datos sobre cavernas españolas se deben a Madoz en su Diccionario Geográfico. Más tarde (1869), Casiano del Prado emprendió la confección del primer catálogo de cavernas de España, titulado: "Noticia sobre cavernas y minas primordiales de España", que apareció en 1896. Durante estos años, los pocos datos geoespeleológicos que se obtenían se debían a los trabajos de los prehistoriadores, y por este motivo, durante toda esta época, la Geoespeleología estuvo ligada a la Prehistoria. La relación entre Puig Larraz y Martel, durante el viaje a España de éste sirvió para despertar definitivamente en nuestro país el interés por la Espeleología, de tal modo que, después de su estancia en Barcelona y de las expediciones que desde esta ciudad hizo en algunas cavernas catalanas, y sobre todo a la expedición a Mallorca durante la cual se descubrieron las cuevas del Drac, hoy famosas, se creó en Barcelona un grupo espeleológico, el primero de España, el Club Muntanyenc, que fue dirigido primeramente por el malogrado N. Font y Sagué, y proseguido después por M. Faura Sar y los entusiastas elementos del Club Muntanyenc. Fruto de esta primera labor de desbroce fue la publicación del primer volumen de Sota Terra, conteniendo varias monografías sobre cavernas catalanas. Simultáneamente surgieron otros espeleólogos ocupados en cultivar las diversas

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ramas de la Espeleología. En Santander el Padre Carballo quien da impulso y divulgación a estos estudios a través de la Real Sociedad Española de Historia Natural. En Madrid, el P. Longinos Nava quien dando atinadísimas observaciones geológicas, estratigráficas y biológicas proporcionó completísimos estudios espeleológicos para su época. La Espeleología estaba definitivamente arraigada en España.

En el transcurso de estos estudios nace la Hidrogeología cárstica dentro del ambiente de la Espeleología general dominante, puesto que los geólogos como Font Sagué, que intervienen en estudios, se preocupan de la marcha de las aguas cársticas y dan, a este respecto, interesantes datos, que sirven para realizar obras de interés práctico, como el intento de captación de las aguas de la Ciudad Cond (1918). Otros, sobre algunas surgencias importantes del propio macizo de Garraf como la Font d' Armena, en Vallirana.

Las campañas de Amat y Carreras entre 1925 y 1928 en el macizo de Garraf durante las cuales se exploraron muchas simas desconocidas aun en aquel entonces tenían como finalidad la búsqueda del llamado "río subterráneo de Garraf”, no dieron resultado práctico alguno, en lo que a la Hidrogeología se refiere, porque no se orientaron científicamente en este sentido.

En 1932, de nuevo el Club Muntanyenc, entonces convertido en Club Muntanyenc Barcelonés, reemprende las antiguas expediciones, pero esta vez orientadas ya desde el principio hasta la Hidrogeología cárstíca, y el resultado de las primeras campañas es la publicación del II volumen de Sota Terra, obra en la que por primera vez en España se dan datos concretos de Hidrogeología cárstica.

En la actualidad, la Hidrogeología cárstica comienza a estar en estado de florecimiento. En 1950 se comenzó a publicar en Oviedo la primera revista dedicada exclusivamente al Karst, Speleon, de la que han aparecido catorce volúmenes, bajo el patronato de la Universidad de Oviedo. Actualmente será el Centro de Biología Experimental de Jaca, del C.S.I.C., quienes se harán cargo de la publicación a partir de 1967.

En Santander han comenzado a publicarse, en 1966, los Cuadernos de Espeleología, patrocinados por la Excma. Diputación Provincial. Otras revistas no especializadas publican también artículos de Espeleología, como la Sociedad Española de Historia Natural y el Instituto Geológico y Minero de España (Notas y Comunicaciones).

Por otra parte, no sólo los grupos espeleológicos se han multiplicado en España, aunque muchos de ellos no tienen si no un carácter meramente deportivo, si no que los órganos oficiales interesados por la Hidrogeología han organizado grupos o secciones de Hidrogeología cárstica, como ocurre con el Centro de Estudios Hidrográficos de Madrid, que tiene una Sección de Karst, y el Instituto de Geología Económica de Madrid, a través de su Departamento de Hidrogeología, una de cuyas líneas de trabajo es la Hidrogeología cárstica; este Centro, en colaboración con el Centro de Estudios e Investigaciones del Agua en Barcelona ha comenzado a publicar una nueva Revista, "Documentos de Investigación Hidrológica", en la que también aparecen artículos sobre el Karst.

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Capítulo 3

LOS FENÓMENOS CÁRSTICOS

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III.1. GENERALIDADES

Los fenómenos cársticos son el conjunto de transformaciones que se producen una región caliza como consecuencia de la circulación del agua, La generación de estos fenómenos es precisamente una de las diferencias fundamentales que existe entre la circulación cárstica y cualquier tipo de circulación de aguas de fisura; los fenómenos cársticos se producen como resultado del equilibrio del sistema agua-caliza. El agua es el elemento generador o activo, mientras que la caliza el medio en que se desarrollan los fenómenos o elemento pasivo. Cuando el equilibrio se perturba, los fenómenos cársticos dejan de funcionar. La perturbación solo puede producirse por ausencia o por pérdida de actividad del elemento activo agua, que es un elemento transitorio, en oposición a la caliza, que es el elemento permanente.

El fenómeno cárstico se produce, pues, mientras existe circulación hídrica, cuando por circunstancias geográficas o climáticas la circulación se detiene, el fenómeno cárstico deja de producirse, reemprendiéndose si comienza de nuevo la circulación hídrica. Como la circulación hídrica depende ante todo del clima, lógico que en las regiones lluviosas los fenómenos cársticos sean vivientes y tenga elevada actividad, como ocurre en las regiones centroeuropeas y en las zonas tropicales con precipitaciones de más de 1.000 mm anuales, llegando en las últimas a 4.000 mm. En cambio, en las zonas mediterráneas, con precipitaciones del orden de los 400 a 600 mm, la circulación hídrica tiene muchas veces un carácter intermitente o con oscilaciones anuales muy grandes de caudal; esto hace que los fenómenos cársticos tengan allí una actividad muy inferior y su desarrollo actual sea senil o agonizante; finalmente, en las regiones muy secas, con precipitaciones inferiores a 200 mm, la circulación hídrica es prácticamente nula y el fenómeno cárstico está muerto, por haberse formado en otras épocas de mayor actividad hídrica.

En España tenemos muy claros ejemplos de los tres tipos de fenómenos cársticos: todo el Karst cantábrico y vasco y buena parte del Karst pirenaico son vivientes, y los fenómenos cársticos están en plena actividad, denunciada sobre todo por las grandes surgencias que proporcionan caudales muy grandes y por sumideros espectaculares de la montaña asturiana, en los que penetran ríos enteros para emerger a varios centenares de metros aguas abajo. Uno de los casos mejor estudiado y también más espectacular es el de las Cuevas de Fresneda, en las que el río San Pedro se sume, reapareciendo después de un recorrido de unos 300 m. No obstante, en otras épocas el recorrido hipogeo del río San Pedro fue del orden de los 1.300 m, como lo acreditan las galerías hoy completamente abandonadas situadas a 25 m por encima del río actual, que constituyen un antiguo talweg, hoy muerto y en parte fosilizado, que forma las cuevas de Fresneda, JULIVERT (1954). Este es el fenómeno común a la mayor parte de las barras o afloraciones de caliza de montaña, en la región cantábrica que los ríos atraviesan por conductos cársticos. En el Pirineo aragonés el ejemplo más grandioso de Karst viviente lo tenemos en el conocido sumidero del Pla de Aigualluts, al pie de la Maladeta, por donde se sumen las aguas del glaciar del Aneto, para reaparecer a 600 m por debajo del punto de absorción, a lo largo de un recorrido de varios kilómetros en las Güells del Jueu, que son las fuentes del Garona. Este ejemplo es ya clásico en la Hidrogeología de España. La resurgencia fue controlada a la fluoresceína, hace ya bastantes años, por N. Casteret.

En los Karst mediterráneos de nuestras costas levantinas tenemos multitud de ejemplos de fenómenos cársticos intermitentes y muertos. En el Karst yugoslavo que aparece en toda la costa dinárica, la intermitencia del fenómeno cárstico es un hecho tan general que dio pie a que Cvijic (1918) aceptara la existencia de una zona

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semihúmeda que periódicamente estaba ocupada por el agua, como parece corroborarlo una gran parte de la mecánica hidrogeológica del Karst yugoslavo.

Finalmente, ejemplos de fenómenos muertos encontramos en regiones muy secas del S. de España. En la provincia de Almería, en 1955, tuvimos ocasión de describir algunos de estos fenómenos, Llopis (l955). Se han descrito como fenómenos cársticos aspectos morfológicos similares, desarrollados sobre rocas solubles:

Pittard y Grobet (1944), Pittard (1945), Kunsky (1957), Andrés y Montoriol (1960), Gèze (1963), Naum y Butnarú (1967), etc.

III.2. REGIONES CÁRSTICAS

Los fenómenos cársticos no pueden estudiarse aisladamente, sino que por encontrarse en las regiones calizas deben de analizarse relacionándolos con el desarrollo de la morfogénesis local. Ha pasado la época del estudio de cavidades cársticas aisladas sin relación alguna con otras cavidades hermanas, época que fue la de los precursores. El estudio de las cavidades cársticas ha de conducir siempre a conclusiones de tipo hidrogeológico que nos permitan aclarar la marcha de la circulación hipogea en la región estudiada. Estos estudios aislados son aún hoy los más numerosos (véase Sota Terra, Vol. I y II; Speleon, en España; y las revistas de Espeleología científica del extranjero, tales como Rassegna Speleologica Italiana, Annales de Speleologíe, Spelunca, etc.), pero poco a poco, en las mismas revistas, van apareciendo ya estudios completos de aparatos cársticos con finalidades fundamentales hídrogeológicas. Algunos pueden citarse como ejemplos a este respecto: véase A. G. Segre: I fenomeni carsici e la Speleologia del Lazio. Public. Inst. Geogr. Roma, 1948.

De aquí que los conceptos generales que hemos indicado en las páginas anteriores concernientes a la Hidrogeología en general puedan aplicarse muy atinadamente a las aguas cársticas y podamos considerar de este modo los conjuntos de fenómenos cársticos agrupados en las siguientes jerarquías:

1. Regiones cársticas, equivalentes hidrológicamente a las regiones hídrogeo-lógicas, caracterizadas, por consiguiente, por: a) Clima común; b) Megaestructura; c) Balance hídrico.

2. Sistemas cársticos, o conjunto de aguas cársticas dependientes de una macroestructura común.

3. Aparatos cársticos, conjuntos de aguas cársticos con una zona de absorción y surgencia comunes.

En España hemos admitido recientemente, Llopis (1967), las siguientes regiones cársticas (véase cap. XVlII):

I. Región cántabro-asturiana, Caracterizada por su clima atlántico, con precipitaciones de 1.000 a 1.200 mm anuales, involucradas en la estructura herciniana de la Cordillera Cantábrica.

II. Región cántabro-vasca. Con clima atlántico, análogo al de la anterior, pero involucrada en la estructura alpídica de la Cordillera Cantábrica.

llI. Región pirenaica. Clima atlántico-mediterráneo. Precipitaciones entre 800 y 900 mm. Desarrollada en la estructura pirenaica.

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IV. Región catalana. Clima mediterráneo húmedo; precipitaciones entre 600 y 800 mm. Desarrollada en la estructura alpídica de la Cordillera Catalana.

V. Región bético-murciana. Clima mediterráneo seco. Precipitaciones entre 300 y 400 mm. En las estructuras alpídicas de las serranías béticas.

VI. Región balear. Clima mediterráneo húmedo. Precipitaciones entre 700 y 800 mm. En la estructura alpídica balear.

VII. Microrregiones diversas. Con precipitaciones distintas e involucradas en estructuras diferentes. Por ejemplo, los Karsts de las calizas terciarias de las Mesetas, de la cuenca del Ebro, etc.

Las características detalladas de estas regiones se darán más adelante en el capítulo correspondiente al Karst de España.

Los sistemas cársticos hemos dicho que dependen de las estructuras menores Así, pues, en una región cárstica encontramos una serie de sistemas, uno en cada uno de los cuerpos tectónicos que constituyen la estructura de conjunto. En general, cada unidad tectónica constituye un sistema cárstico. En la región cántabro-asturiana, por ejemplo, una de las regiones cársticas más grandiosas de España, sobre todo de Karsts vivientes, podríamos distinguir una serie de sistemas, tantos como unidades estructurales pudiéramos describir; así podríamos hablar del sistema del Aramo, Llopis (1960), desarrollado sobre un enorme sinclinorio de calizas de montaña, que separa los valles del Caudal y de Riosa: el sistema costero de Karsts de mesa en la calizas liásicas de la costa asturiana, Llopis (1950); el sistema de los Picos de Europa, complejo conjunto de Karsts de edades diferentes, desarrollado bajo diversos regímenes climatológicos, involucrados en la estructura de plegamiento herciniano de la costa asturiana.

En la costa catalana uno de los sistemas cársticos más estudiados, aunque no por eso completamente conocido, es el de Garraf, desarrollado en las calizas eocretácicas que forman la mayor parte del macizo. En el sistema de Garraf se han reconocido varios aparatos, como el aparato de la Falconera, que tiene su emergencia próxima al puertecito de Garraf; el aparato de la Font d'Armena: el de las p surgencias del Panadés; el del Aigua Dolc, de Sitges. Todos estos aparatos tienen probablemente una zona de alimentación común y campos de dolinas accesorios, pero conservan independientes su circulación y sus emergencias.

III.3. FORMAS CÁRSTICAS

El conocimiento de un aparato requiere el análisis detenido de cada uno de sus elementos o fenómenos cársticos. El aparato cárstico consta esencialmente de tres grupos o conjuntos de fenómenos que podemos denominar formas cársticas, por analogía con sus homólogas formas del relieve epigeo del modelado terrestre.

1. Grupo de formas de absorción. Formas epigeas por las cuales se produce la infiltración de las aguas que han de generar los fenómenos cársticos. (Morfología cárstica).

2. Grupos de formas de conducción. Conjunto de formas hipogeas por las cuales tiene lugar la circulación. (Cavernas).

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3. Grupo de formas de emisión, o conjunto de formas cársticas por las cuales se reintegra el agua hipogea a la circulación epigea normal. (Surgencias)

Ya se divisa, por todo lo que antecede, que el conocimiento del aparato cárstico será parcial cuando se ignoren las características de uno de los grupos de formas cársticas o aun las de algunas de ellas.

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Capítulo 4

El AGUA CÁRSTICA

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IV.1. GENERALlDADES Y DIFERENClAS CON EL AGUA FREÁTlCA

Hemos llamado "agua cárstica" al agua que circula por las regiones calizas para distinguirla del agua freática y de cualquier otro tipo de agua subterránea. El agua cárstica tiene características muy específicas que justifican plenamente esta denominación. Si intentamos hacer una comparación entre las aguas cársticas y las aguas freáticas, por ser estas últimas las que podemos considerar como prototipo de aguas subterráneas, apreciaremos en seguidamente ambas, notables diferencias.

IV.2. CIRCULACIÓN

La circulación freática tiene un límite inferior de temperatura, y por tanto, de clima más restringido que el agua cárstica. Un poco por debajo de 0 ºC el manto freático se hiela y se convierte en un molisuelo (= suelos helados estacionales de las regiones periglaciares). A veces, el manto freático helado puede tener carácter más persistente, como ocurre en los pergelisuelos (= suelo helado persistente), formando la "tjäle" de las regiones boreales. En cambio, el agua cárstica puede conservarse líquida en condiciones glaciares o periglaciares, como ocurre en los Karsts subglaciares, desarrollados en las zonas de ablación de las lenguas glaciares de las regiones calizas y en los Karsts polares. Ello es debido a que las temperaturas por debajo de la masa del lnlandsis son superiores a los ambientes que originan el medio glaciar, especialmente en las zonas de ablación del glaciar, lo que también explica la persistencia del medio glaciar en zonas situadas por encima de la isoterma de 0 ºC.

IV.3. ACTIVIDAD QUÍMICA

Las aguas de infiltración pueden ser:

a) De origen fluvial.

b) De precipitación atmosférica.

c) De fusión de nieve.

d) De fusión de hielo.

Estos cuatro tipos de agua tienen distinta capacidad de disolución, puesto que mientras las aguas de fusión de nieve e hielo no tienen salinidad alguna, siendo prácticamente equiparables a agua destilada, las aguas pluviales y fluviales, sobre todo estas últimas, tienen un cierto grado de salinidad que las hacen menos activas químicamente. Cuando estos cuatro tipos de agua penetran en el manto freático se homogeneizan y mezclan rápidamente, disolviendo la sales contenidas en la litofacies del manto adquieren un cierto grado de salinidad. Las aguas que llegan al Karst con cierto grado de salinidad, como son las pluviales y sobre todo las fluviales, tienen en general un poder disolvente relativamente bajo, mientras que, por el contrario, las procedentes de la fusión de nieve e hielo lo tienen más elevado, como consecuencia de su menor salinidad. La salinidad de un agua cárstica de origen pluvial o fluvial será, pues, híbrida, puesto que habrá sido adquirida en parte en zonas extracársticas y en parte en el Karst; en cambio, la salinidad de un agua cárstica de origen nival o glaciar será adquirida exclusivamente en el Karst. La composición de ambos tipos de agua

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acusará claramente su procedencia, Marchi (1916), Lamar y Shrode (1953), Catalán (1969).

En consecuencia, por su origen, las aguas frías procedentes de fusión de nieve e hielo tendrán una agresividad mayor que las aguas templadas fluviales y telúricas.

Ahora bien, las posibilidades de disolución de la caliza \lO dependen del mayor o menor grado de salinidad inicial del agua, puesto que las calizas son un material totalmente insoluble en las condiciones normales. Para que la caliza pueda disolverse hace falta que el agua posea una determinada acidez, y esta acidez, en la mayoría de los casos, se la proporciona el CO2 que pueda tener en disolución por la reacción siguiente:

CO2+H2O ⇔ CO3 H2

y a su vez el ácido carbónico, actuando sobre la caliza, la transforma en bicarbonato cálcico, según la ecuación siguiente:

CO3 H2 +CO3 Ca ⇔ (CO3 H)2 Ca

siendo el bicarbonato cálcico soluble en el agua, ésta se enriquecerá de este modo en CO3Ca.

La acidez del agua, medida por el pH, influye considerablemente en su poder disolvente. Las aguas con pH bajos son las más agresivas, porque contienen ácidos en mayor proporción.

Así, pues, el agua desprovista de CO2, aun el agua fría procedente de la fusión del hielo, tendría poco poder disolvente sobre la caliza sin la presencia del CO2. La agresividad del agua para la caliza está finalmente determinada por las cantidades de CO2· que el agua pueda contener. El agua desprovista de CO2 sólo en capaz de disolver 16 mg de CO3Ca por litro a la temperatura de 16°C. La presencia de CO2

cambia pues, completamente las posibilidades disolventes del agua para la caliza.

La capacidad de disolución del CO2 por el agua depende también de la temperatura, de tal modo que las aguas frías, a igualdad de presión, disuelven mayor cantidad de CO2 que las aguas templadas o calientes.

No obstante, sólo una parte del CO2 disuelto se combina con el agua para dar ácido carbónico, el resto se equilibra con el CO2 contenido en el aire y con el del

bicarbonato de calcio, de tal modo que si llamamos CO2 (Al) al contenido en el aire y CO2 (A) al disuelto en el agua, y CO2 [(CO3H)2 Ca] el del bicarbonato de calcio, podremos establecer la siguiente ecuación de equilibrio:

CO2 (AI) ⇔ CO2 (A) ⇔ CO2 [(CO3H)2 Ca]

Toda disminución de la cantidad de CO2 (A) se traduce por una disminución de CO2 (Al) o de CO2 [(CO3)2Ca], y en este último caso la descomposición del bicarbonato de calcio en CO2, CO3 Ca y H2O, precipitándose carbonato cálcico. La relación CO2

(A)/CO2 (Al) varía con la temperatura, decreciendo cuando la temperatura aumenta; de aquí que, como ya hemos dicho, a menor temperatura aumenta la cantidad de CO2

(A).

A 1 atmósfera, 1 litro de agua disuelve: a 0 ºC, 2,15 litros de CO2; a 15 ºC, 1 litro de CO2; a 25 ºC, 0,8 litros.

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No obstante, el agua templada tiene mayor poder disolvente para el bicarbonato cálcico que el agua fría, de tal manera que se produce una compensación en las cantidades totales de CO3 Ca capaces de ser disueltas en aguas frías o templadas.

No obstante, el poder disolvente de las aguas frías no esta aún suficientemente aclarado; Corbel (1957), que ha estudiado los Karsts polares y periglaciares del NW. de Europa, piensa que la agresividad del agua fría es muy superior a la de las aguas templadas o calidas, y que en su consecuencia los fenómenos cársticos evolucionan con mayor rapidez en las regiones polares que en las tropicales, conclusión con la que no están de acuerdo todos los morfólogos del Karst.

Además de CO2, el agua cárstica puede contener otras sustancias que aumenten su poder disolvente, tales como ácidos húmicos procedentes de la desintegración bacteriana de la materia vegetal u otros ácidos minerales, como el NO3H, que puede formarse sintéticamente durante las tormentas en los países tropicales (ver Cap. VI).

lV.4. MATERIA EN SUSPENSIÓN Y SU CONTENIDO MICROBIANO

Las aguas freáticas son aguas filtradas por la percolación. Pueden penetrar en el manto conteniendo materiales minerales y orgánicos en suspensión, pero en el momento de su emergencia aparecen totalmente desprovistas de sustancias sólidas, puesto que las rocas permeables por donde circulan actúan de filtros naturales, y en las partes altas de la zona de saturación del manto quedan detenidas todas las materias de diámetro superior a los poros. No así, en cambio, las aguas cársticas, que circulan en masa, especialmente durante los períodos de senilidad del Karst, arrastran gran cantidad de aleuritas y arcillas en suspensión, así como un cierto porcentaje de materia orgánica y diversas bacterias. Esta fracción sólida que transporte el agua cárstica puede ser depositada en parte en los lagos hipogeos y en las zonas de débil pendiente de los talwegs subterráneos, pero buena parte de ella emerge de nuevo al exterior por las surgencias, en especial la fracción bacteriana, motivo por el cual las aguas cársticas no son modelo de aguas potables.

Los porcentajes de materia mineral y orgánica, en suspensión, son mucho más crecidos cuando se sumen en los aparatos cársticos aguas fluviales que han sufrido poluciones diversas al pasar por núcleos urbanos o industriales, pero aun las aguas sumidas en las montañas son sospechosas, puesto que muchas veces las cavernas lean ellas relacionadas sirven de letrinas a los pastores, que incluso arrojan ganado muerto, medio propicio a fermentaciones proteicas.

IV.5. CARACTERÍSTICAS FÍSICAS

Las temperaturas de las aguas cársticas oscilan entre 9° y 11°C, en las zonas templadas. Estas temperaturas se mantienen muy constantes durante el año y no acusan variaciones estacionales. Las aguas freáticas, en cambio, tienen, para las mismas regiones templadas, una amplitud de variación térmica mucho mayor, oscilando entre 5° y 15 ºC. Por otra parte, las aguas cársticas son en su mayor parte, aun tratándose de mantos, aguas de superficie, mientras que los mantos cautivos de las aguas artesianas pueden circular a profundidades grandes, donde comienza a notarse la infiltración del gradiente geotérmico. Las aguas cársticas adquieren la temperatura ambiente del medio hipogeo, que en las regiones centro europeas oscila alrededor de los 11°C, lo que hace sentir sensación de frío en verano y de calor en invierno, al penetrar en una caverna.

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Capítulo 5

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LA GEOLOGÍA DE LA CALIZA

V.1. GENERALIDADES

La caliza es el elemento permanente del fenómeno cárstico. Es el medio de circulación del agua cárstica en el interior de la masa caliza y es el dominio donde tiene lugar la larga y compleja evolución subterránea. No podemos despreciar el conocimiento de este medio cárstico si queremos conocer, en su integridad, el desarrollo del Karst, puesto que en él tiene lugar el complejo conjunto de fenómenos físico-químico-geológicos que se denomina carstificación.

Para que la carstificación pueda realizarse se precisan una serie de circunstancias, externas unas a la caliza e intrínsecas otras, concernientes a su composición y estructura. El conjunto de conocimientos que poseemos hoy sobre la caliza justifica plenamente la formación de un cuerpo de doctrina, dedicado exclusivamente al estudio de esta roca, que bien puede denominarse Geología de la Caliza. Ello es consecuencia de la extensión que tienen en la corteza terrestre las formaciones calizas. El dominio calizo no es de negligir ni mucho menos, puesto que aunque a primera vista pueda parecernos insignificante, constituye en realidad uno de tantos dominios litológicos del planeta; especialmente extendido en las zonas mediterráneas, donde se desarrollaron la Mesogea herciniana y el Thetys alpino, cuencas madres de calizas, North (1930). En la España peninsular las regiones calizas tienen una extensión de unos 100.000 km2 en números redondos, distribuidos en l7.000 km2 en la Cordilla Cantábrica, País Vasco y Pirineos; 48.000 km2 en la Cordillera Ibérica; 7.500 km2 en la Costa de Cataluña, y 30.000 km2 en Andalucía, lo que justifica plenamente la antigua concepción de Eduardo Hernández-Pacheco (1932), de una "España caliza" que comprende la quinta parte aproximadamente del territorio peninsular.

No obstante, la hegemonía que hoy tiene la caliza en el Planeta, es una roca de formación relativamente reciente en comparación con las rocas silíceas, cuyos orígenes lejanos hay que buscarlos en la evolución endógena de la Tierra. La caliza es un material fundamentalmente organógeno, y por consiguiente se ha desarrollado paralelamente a la evolución biológica desde la aparición de la vida en la Tierra, y así vemos como las calizas más antiguas aparecen en el planeta en el Precámbrico IIl, hace unos 2.000 millones de años, y se desarrollan ampliamente, en el Silúrico (-350 m/años), con la formación de los primeros arrecifes coralinos. En efecto, desde el Precámbrico III hasta la actualidad, el desarrollo de las calizas es una progresión geométrica, hasta el punto de que hoy constituye uno de los elementos fundamentales en la litología de la corteza terrestre (Fig. V.1.).

V.2. COMPOSICIÓN QUÍMICA

Con el nombre de caliza designamos en realidad un conjunto de rocas de composición a veces bastante heterogénea, si bien en toda ellas domina como componente el CO3 Ca. Las calizas están pues constituidas fundamentalmente por Calcita. En las verdaderas calizas el contenido en carbonato cálcico excede al 95 por 100. El resto está constituido generalmente por CO3Mg (carbonato magnésico), sílice, alúmina, óxidos de hierro y manganeso, álcalis y aun otros componentes en mucha menor proporción, Flügel (1968). En la Tabla V.l., tomada de Pettijohn (1963), puede verse la composición cuantitativa de algunas calizas.

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Fig. V-1. Distribución de las calizas en el tiempo geológico.

Esta tabla demuestra claramente lo que antes se ha dicho del contenido mineral de la caliza. No obstante, las proporciones de sus principales componentes pueden variar considerablemente y aparece entonces una serie de rocas emparentadas con la caliza que pueden tener todavía alto contenido en CO3Ca, cuya composición difiere en mucho de las calizas tipo. Por esto hay que considerar la existencia de una familia de rocas calizas con composición bastante diversa y orígenes diferentes, El término más próximo a las calizas tipo son las Dolomías, que se forman cuando la cantidad de CO3Mg se eleva al 40 por 100. Entre calizas y dolomías existe una gama de términos intermedios que se denomina colectivamente calizas dolomíticas. Igualmente, cuando la sílice aumenta desproporcionadamente, se forman las calizas ftaniticas o calizas silíceas, cuyo límite extremo son las ftanitas cuando la sustitución del CO3Ca por el SiO2 ha sido casi total.

V.3. COMPOSICIÓN MINERALÓGICA

La caliza es una roca compleja no sólo en su composición química, sino también en su contenido mineral. Con los minerales constitutivos de las calizas podrían hacerse tres grandes conjuntos:

1. Minerajes carbonatados: Calcita, Aragonito, Dolomita, Ankerita, Siderita.

2. Minerales silíceos: Cuarzo, feldespatos, arcillas.

3. Diversos accesorios: Glauconita, pirita, betunes.

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Entre los minerales carbonatados, los más importantes, por lo frecuentes, son: la Calcita y el Aragonito. Este último es una forma de calcita poco estable, por lo que pasa normalmente a calcita. Los organismos marinos fabrican sus exoesqueletos indistintamente con calcita y aragonito, pero siempre se encuentra en las rocas construidas por aquellos organismos de mucho mayor porcentaje de calcita que de aragonito. En cuanto a la Dolomita, cuando la roca tiene elevada proporción, la llamamos ya Dolomía para distinguirla de la caliza.

De entre los minerales silíceos, los más importantes son el cuarzo y las arcillas. La sílice puede encontrarse en forma de calcedonia, y puede estar en estado difuso, imperceptible sólo en el análisis, o concentrada en forma de nódulos de silex y aun horizontes arrosariados. También puede encontrarse cuarzo detrítico en la calcarenita , y aun autígeno cristalizado, como producto de segregación de algunas calizas, como en las del Namuriense de Asturias (caliza de montaña), que contiene bellos cristales bipiramidales que en Oviedo se llaman "diamantes de Las Caldas", por ser abundantes en la aldea de Las Caldas, próxima a la capital.

Las arcillas son, no obstante, las que desempeñan un papel más importante en las calizas carstificadas. La arcilla no es visible en general, macroscópicamente, en las calizas por su grano fino, pero se observa fácilmente en los residuos de disolución de las calizas por ácidos. La naturaleza de los minerales arcillosos es difícil de determinar. En las calizas de Illinois [según Pettijohn (1963) y Ostromn, M. E. (1959)] el mineral más común es la lllita. Los minerales arcillosos de la caliza se separan naturalmente de ésta durante los procesos de disolución, generando las arcillas de

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descalcificación, que son ricas en sales férricas, lo que justifica la denominación de "terra rossa" (tierra roja), nombre italiano que se ha internacionalizado.

Cuando el contenido arcilloso de una caliza se eleva, aparecen rocas de transición hacia las margas, rocas de composición intermedia entre calizas y arcillas. Las formas de transición se llaman calizas margosas y margas calizas, según predomine el CO3Ca sobre las arcillas o viceversa.

V.4. GÉNESIS DE LA CALIZA

El origen de las calizas es muy variado. Ante todo se trata de una roca sedimentaria, formada en cuencas marinas o lacustres, y aun en ambientes subaéreos, que pueden situarse en cualquiera de las tres divisiones fundamentales de la clasificación de las rocas sedimentarias de Kayser. Puede ser detrítica, cuando resulta de la concentración de restos de la desagregación de otras rocas calizas ya existentes, como ocurre con las calcarenitas y los maciños o molosas (en sentido litológico). Como ocurre con la mayoría de las rocas detríticas, las calizas clásticas tienen características diferentes a tenor de su granulometría, de manera que pueden presentarse bajo la forma de conglomerados calizos, molasas o calizas litográficas, estas últimas de granulometría muy fina. Puede ser roca de precipitación química o bioquímica, como los travertinos y tobas calizas depositadas en las cuencas lacustres y aun a la salida de las emergencias cársticas: calizas litoquímicas son también las concreciones de las cavernas, que genéricamente pueden llamarse estalagmitas. Pero la caliza por excelencia es una roca organógena, formada 'por la concentración de millares y millones de caparazones de foraminíferos, acumulaciones de conchas de moluscos (Lumaquelas) o de braquiópodos, o por construcción de arrecifes coralinos (Klintita}. Otros muchos grupos biológicos pueden contribuir

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a la generación de caliza, como los briozcos, los tabulados, los estromatopóridos, todos ellos recifales. En el Cámbrico existieron los archeocyátidos, organismos de arrecifes que fueron los autores de las primeras acumulaciones de calizas recifales hace unos 600 millones de años (Fig. V.2).

Finalmente, las calizas, sometidas a los procesos de metamorfismo, pueden cambiar totalmente de características y aun de composición. La transformación más elemental consiste en un enriquecimiento de CO3Ca por recristalizacíón, dando los cipolinos y mármoles de Carrara, que constituyen las rocas calizas más

Fig. V-2. Tipos genéticos, de calizas (según Pettijohn, 1963)

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puras por su alto contenido en CO3 Ca (hasta el 98,6 por 100). Una transformación mayor consiste en su enriquecimiento en sílice y generación en silicatos de calcio, originándose las anfibolitas y oficalcias, rocas que difieren ya mucho de las calizas.

Así, pues, la composición mineralógica de las calizas puede seguir varias líneas evolutivas: 1) Enriquecimiento en carbonato magnésico, pasando primero a calizas dolomíticas y luego a dolomías; 2) Enriquecimiento en sílice coloidal, dando primero calizas con sílex y pasando luego a ftanitas; 3) Enriquecimiento en cuarzo detrítico, dando calcarenitas y finalmente areniscas, y 4) Enriquecimiento en arcilla, dando primeramente calizas margosas para transformarse luego en margas (Fig. V,3). Finalmente, todos estos materiales pueden metamorfizarse y transformarse en cipolinos, mármoles, anfibolitas, oficalcias y granatitas, a tenor de su composición inicial.

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V.5. TEXTURA DE LA CALIZA

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El estudio de la textura de las calizas no se había abordado hasta hace muy pocos años. Existen ya diversos autores, como Wolt (1960), Ham (ed.) (1962).

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Friedman (1965), que se han ocupado de él. Entre todos es necesario destacar las ideas de Folk (1959), que han conducido hacia una clasificación textural de las calizas, y sobre todo a establecer la relación entre la textura y la hidrodinámica del medio sedimentario. Para Folk, en la textura de las calizas hay que distinguir dos tipos de elementos diferentes:

1. Aloquímicos o elementos alotígenos que forman el armazón o fracción característica de la textura y que pueden ser agrupados en cuatro categorías:

- intraclastos , fragmentos que han sido arrancados de sedimentos débilmente consolidados y redepositados nuevamente.

- pellets o píldoras, agregados de calcita microcristalina redondeados, esféricos o elípticos, sin estructura interna.

- fósiles o restos de partes duras de organismos.

- oolitos, redondeados, caracterizados por una estructura interna y composición mineralógica.

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Fig. V-3. Cuatro líneas de evolución litológica de las calizas.

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2. Matriz (o Cemento), o elementos autígenos, formados por dos elementos:

- esparita, cristales mayores de 10 micras.- micrita, cristales menores de 10 micras.

La base de la clasificación de FoIk está en la relación entre los aloquímicos y la matriz. Fundamentalmente considera cinco tipos: I. Rocas con predominio de aloquímicos y cemento de calcita espática; II. Rocas con predominio de aloquímicos y micrita; III. Rocas con predominio de mierita; N. Rocas organógenas recifales, y V. Rocas ampliamente dolomitizadas.

Todas las calizas existentes caben dentro de esta clasificación textural , puesto que en cualquiera de ellas se encuentran los elementos exigidos; de aquí que la clasificación de Folk tenga una importancia cada día mayor en Sedimentología, y sobre todo, en la reconstrucción del ambiente paleogeográfico.

V.6. ESTRUCTURA DE LA CALIZA

Como toda roca sedimentaria la caliza tiene dos tipos de estructura; 1. Congénita o sinsedimentaria, producida durante la sedimentación; 2. Tectónica o mecánica, producida por acciones orogénicas, posteriores casi siempre a la sedimentación.

La estructura congénita se manifiesta ante todo por la presencia de planos de estratificación y por la disposición interna de los elementos macroscópicos del material sedimentario. Los primeros delimitan cuerpos de caliza llamados estratos, y el conjunto de estratos se llama estratificación. Los estratos son en realidad cuerpos

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geológicos que tienen una gran extensión superficial y poco espesor. Este espesor se llama potencia; las dimensiones son muy variables, lo mismo que su forma, aunque es clásica la idea primaria de la forma lenticular del estrato; en todo caso, en la práctica, el geólogo sólo percibe en sus trabajos fragmentos de estratos, puesto que cubren generalmente áreas regionales y no es posible delimitarlos en su totalidad en el campo, sin hacer estudios a la escala regional. Los planos de estratificación se interpretan generalmente como interrupciones en la sedimentación o diastemas. En todo caso, desde el punto de vista estructural, representan soluciones de continuidad de la masa caliza que tienen una gran importancia en el desarrollo del Karst.

Los intervalos entre los planos de estratificación condicionan la potencia de los estratos; ésta es tanto mayor cuanto mayores sean los intervalos. Estos son muy variables desde milímetros a decenas y aun centenares de metros: de este modo pasamos desde las calizas microestratigraficadas, cuyos estratos tienen potencia de milímetros, hasta calizas masivas que pueden llegar a tener algunos centenares de metros. Lo más frecuente es que las potencias sean medias, es decir, oscilen entre algunos centímetros y varios metros.

Es también frecuente que no exista regularidad en los intervalos de los planos de estratificación. Cuando estos intervalos aumentan o disminuyen progresivamente tenemos el fenómeno llamado polaridad.

La disposición interna de los elementos macroscópicos constituye la estructura interna del estrato, que varía según el origen de la caliza. No existe una buena clasificación de estructuras de calizas, de manera que provisionalmente improvisaremos la siguiente:

1. Calizas detríticas. La textura puede ser isótropa cuando sus elementos minerales no tienen una ordenación determinada; anisótropa si están ordenados, pudiendo tener entonces granulo clasificación, como en la molasa, varvada y micro. rítmica en las calcarenitas: pueden presentar también estratificaciones oblicuas. Textura bréchica, en las brechas calizas.

2. Calizas evaporíticas. Se caracterizan por su porosidad elevada, que puede ir desde poros grandes, como en las calizas tobáceas y en los travertinos, hasta poros muy pequeños, como en las estalagmitas y las cortezas calizas de los países secos y áridos.

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3. Calizas organógenas. Cuando son organoclásticas, es decir, cuando están formadas por la concentración de fragmentos de conchas, estos fragmentos desempeñan el mismo papel que los clastos minerales de las calizas detríticas, y entonces pueden presentar idénticas texturas que aquéllas. Las lumaquelas, en cambio, presentan texturas específicas. Las conchas pueden estar ordenadas o no, es decir, pueden tener también isotropía o anisotropía. Las klintitas tienen estructuras muy específicas, siendo generalmente rocas muy porosas, ricas en geodas, ya sin sedimentarias, ya generadas por disolución de fósiles o por diagénesis (Fig. V.4).

Todos estos detalles estratigráficos de la caliza tienen un valor grande cuando se trata de investigar la Hidrogeología de una zona cárstica, puesto que como veremos más adelante, sin ellos no es posible comprender en su totalidad el desarrollo del Karst, Géze (1965). Por esto, ante todo, el investigador del Karst ha de ser un geólogo o debe poseer el bagaje geológico necesario para poder abordar con éxito los problemas inherentes al Karst.

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V.7. TECTÓNICA DE LA CALIZA

La estructura congénita, o sinsedimentaria, de la caliza está, a menudo, alterada por la estructura tectónica, producida por un conjunto de fuerzas que han actuado con posterioridad a la sedimentación. Los planos de estratificación son casi siempre horizontales, puesto que la sedimentación es un fenómeno condicionado sobre todo por la gravedad, pero en las regiones montañosas los estratos están fuertemente inclinados, rotos o plegados, como consecuencia de la actuación de las fuerzas orogénicas que ya se han mencionado, y que alteran totalmente la estructura primitiva de las rocas sedimentarías. Estas deformaciones tectónicas de las rocas dependen ante todo de la reacción de cada tipo de material ante los esfuerzos orogénicos, de tal manera que la caliza reaccionaré de una manera especifica y las formas tectónicas o tipos de deformaciones que en ellas se producirán serán, pues, propios de las calizas. Hay, pues, una Tectónica de la caliza, como hemos dicho que hay una Geología de la caliza.

Los tectonicistas dividen las deformaciones tectónicas de las rocas en dos grandes conjuntos: 1. Pliegues, y 2. Roturas. Los pliegues son deformaciones continuas, puesto que los materiales se deforman sin solución de continuidad; 1iJ deformación es muy íntima y afecta ante todo a la textura de la roca. Las roturas, en cambio, son deformaciones discontinuas, puesto que rompen la continuidad de la masa rocosa, que de este modo queda dividida en bloques separados por otras tantas soluciones de continuidad, o planos de rotura. La generación de pliegues o roturas es consecuencia del grado de cohesión del material sobre el que actúa la presión orogénica, de tal modo que las rocas plásticas se pliegan, tanto más intensamente cuanto más plásticas son, mientras que las rocas rígidas se rompen, faltas de elasticidad para una deformación continua. De este modo se han dividido las rocas en orógenas o plásticas, capaces de originar pliegues y plegamientos, y cratógenas o rígidas, aptas sólo para engendrar roturas.

La caliza es una roca de plasticidad media y variable, puesto que cambiad en relación con la estructura congénita. Así, las rocas calizas en bancos delgados tienen un grado de plasticidad muy superior a las calizas masivas. Aquéllas se pliegan fácilmente, éstas en cambio se rompen. En una serie caliza, pues, la plasticidad del conjunto está en razón inversa del espesor de los estratos. En consecuencia, encontrarnos en las calizas una gran variedad de formas y estilos tectónicos, puesto que el polimorfismo de las series de estratos de caliza es muy grande. En las calizas más plásticas se desarrollan pliegues, en las más rígidas, roturas, y en las de plasticidad media, pliegues y roturas al mismo tiempo.

Los pliegues son ondulaciones de los estratos de longitud de onda mayor o menor, a tenor de la intensidad de la fuerza que los ha originado. En ellos los estratos han perdido su primitiva horizontalidad y presentan inclinaciones respecto al horizonte llamadas buzamientos, El buzamiento viene expresado por el ángulo de buzamiento. El pliegue más elemental es el anticlinal, que tiene forma de tejado y en sección transversal se parece a una V invertida; en él pueden considerarse varios elementos geométricos, que sirven para facilitar su estudio. La línea E-E' (Fig. V.5) que une los puntos de máxima altura del pliegue se denomina eje; el plano a.b.c.d, que pasa por el eje dividiendo el pliegue en dos partes se llama plano axial, las intersecciones del plano axial con los planos de estratificación se denominan charnelas, siendo, por lo tanto, líneas paralelas al eje del pliegue por las que han doblado los estratos; las dos partes determinadas por el plano axial se denominan flancos; el plano termina en los extremos del eje, variando entonces el buzamiento de los estratos de tal modo que toman una posición perpendicular a la ordinaria del pliegue, llamándose terminación periclinal a la región terminal del pliegue donde tiene lugar este cambio de buzamiento.

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Fig. V-5. Deformaciones plásticas en calizas. A. Estructura congénita de un bloque de caliza, Los únicos elementos estructurales son los planos de estratificación; B. Estructura anticlinal. Elementos: Plano axial: Eje; T.P. Terminación periclinal; F. Flanco; Ch. Charnelas; C. Tipos de pliegues: recto, inclinado, tumbado y acostado.

En una sección horizontal de un pliegue anticlinal puede verse cómo los estratos más antiguos quedan en el centro de la sección y los más modernos en la periferia, criterio que se utiliza para reconocer los pliegues anticlinales en secciones horizontales; además, los flancos son siempre divergentes hacia la base del pliegue.

En una sucesión de pliegues, el pliegue complementario del anticlinal es el sinclinal, que tiene forma de cubeta o de V. Sus elementos geométricos son los mismos del anticlinal, pero ocupan posiciones diferentes y antagónicas: el eje esta situado en la zona más baja del pliegue, los flancos son divergentes hacia fuera, es decir, que el buzamiento se dirige hacia el eje; las charnelas se abren hacia arriba y en sección horizontal las capas más antiguas se encuentran en la periferia del pliegue y las mis modernas en el centro.

Todos los pliegues posibles existentes pueden revertirse finalmente a estos dos elementos: anticlinal y sinclinal.

Una clasificación primaria de los pliegues se basa en la posición del plano axial con relación al horizontal. Cuando el plano axial es vertical el pliegue se llama recto, si está inclinado entre 90° y 45°, se llama inclinado; si lo está entre 45º y 10º, tumbado; si

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es horizontal, acostado. Los pliegues inclinados y tumbados son de flancos disimétricos y buzando en el mismo sentido; las terminaciones periclinales son breves y agudas; en los pliegues acostados es frecuente, en cambio, que los flancos sean simétricos; cuando estos flancos son muy largos y amplios, se llaman mantos. También existen pliegues de un sólo flanco, que se llaman pliegues monoclinales o simplemente flexiones.

Estos son los tipos elementales de pliegues o pliegues simples, Todos ellos son frecuentes en las calizas, generados a consecuencia de una mayor o menor intensidad tectónica o a tenor de que las fuerzas tectónicas antagónicas tengan igualo diferente intensidad. Esta clasificación está basada en una visión bidimensional del pliegue, es decir, en los cortes geológicos; pero los pliegues son en realidad cuerpos geológicos y, por lo tanto, son tridimensionales. No se conoce, pues, bien un pliegue si se ignora su desarrollo longitudinal, puesto que a lo largo del eje pueden variar sus características geométricas hasta el punto de que un pliegue puede ser recto en un extremo, inclinado en su parte central y tumbado o acostado en el otro extremo; todo estriba en que el plano axial vaya inclinado hasta quedar horizontal. En estos casos, insistimos, el campo de fuerzas que lo ha originado es heterogéneo en las zonas donde el pliegue se inclina o acuesta, las dos fuerzas antagónicas han actuado con intensidad distinta, siendo la fuerza de mayor intensidad la que tiene el mismo sentido del buzamiento.

Otra circunstancia interesante que nos ofrece el desarrollo longitudinal de un pliegue, son las oscilaciones verticales de su eje. El eje del pliegue no se mantiene nunca a la misma altura; en los casos más sencillos es una línea de trazado parabólico que alcanza su máxima altura en el centro del pliegue y decae sensible y rápidamente en la proximidad de las terminaciones periclinales. Pero ocurre frecuentemente que la altura del eje decae después de haber alcanzado una cierta altura para volver a elevarse, y así puede ocurrir varias veces; en este caso, los flancos afectados por estas oscilaciones sufrirán deformaciones o pliegues transversales, de orientación sensiblemente ortogonal aI eje; se trata, pues, de pequeños pliegues accesorios o satélites. Cuando esto ocurre en varios pliegues próximos, paralelos, se forma una disposición en enrejado o en parrilla que complica extraordinariamente la estructura.

'Todavía podemos considerar otros tipos de pliegues si consideramos su número de ejes. Los pliegues descritos anteriormente son monoáxicos, es decir, tienen un solo eje, pero pueden existir pliegues biáxicos que poseen dos ejes convergentes hacía la base, en cuyo caso serán de tipo anticlinal y tendrán aspecto de hongo o paraguas, por lo que se llaman fungiformes o diapíricos, los ejes pueden ser divergentes hacia la base, en cuyo caso se formarán sinclinales cuyos flancos serán convergentes hacia arriba, como los de los anticlinales (pseudo anticlinales o falsos anticlinales}, una variación de estas estructuras son los pliegues encofrados, Pueden existir, finalmente, pliegues poliáxicos o en abanico de ejes múltiples.

Estas formas simples se agrupan constituyendo conjuntos denominados pliegues compuestos cuyas formas elementales son los anticlinorios y los sinclinorios, conjuntos de anticlinales y sinclinales que en el primer caso se elevan en su conjunto y en el segundo se deprimen. Otras veces la asociación de elementos se hace con pliegues acostados, originándose apelotonamientos y amontonamientos de pliegues que aumentan anómalamente la masa rocosa total.

Las calizas nos ofrecen multitud de ejemplos de estas estructuras en todas las regiones plegadas.

Las roturas son deformaciones discontinuas que vienen siempre determinadas por la presencia de un plano o solución de continuidad. Puede ocurrir que sobre este plano

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una de las partes que divide a la' masa caliza se desplace. Las simples roturas se llaman diaclasas (Fig. V.6); las roturas con desplazamiento de uno de los bloques se llaman fallas; finalmente, las roturas pueden proceder u la fragmentación de los flancos inferiores de los pliegues inclinados, tumbados o acostados, en cuyo caso se llaman pliegues-fallas. No obstante, aunque roturas, los pliegues-fallas difieren profundamente en cuanto a su génesis y geometría de las verdaderas roturas (diaclasas y fallas), sobre todo en que sus planos son complejos y están formados por fragmentos de los materiales del flanco inferior laminado; estas rocas trituradas se llaman milonitas y son comparables a las brechas sedimentarias por sus caracteres físicos, de manera que son verdaderas brechas tectónicas.

Los pliegues-fallas repetidos permiten el amontonamiento de flancos superiores unos sobre otros, de manera que quedan imbricados o escamas. Cuando esta estructura se produce en un pliegue tumbado, la escama se llama cabalgamiento, a consecuencia de que el flanco superior puede superponerse al otro flanco superior del pliegue siguiente y apoyarse sobre estratos más modernos que los que forman el flanco superior superpuesto. Cuando el cabalgamiento procede de un manto y es de gran envergadura, alcanzando más de 10 a 15 km de profundidad, recibe el nombre de corrimiento y también manto o capa de corrimiento. Los accidentes de este estilo cuyos desplazamientos oscilan entre 2, 10 ó 15 km se llaman plesiocapas o capas próximas. El soporte de la capa de corrimiento es casi siempre una extensa zona de milonitizacion, generada por la trituración mecánica del flanco inferior del pliegue primitivo; otros varios elementos pueden considerarse en el manto de corrimiento, entre ellos el frente, o zona de máximo desplazamiento y la raíz o zona de rotura del flanco inferior. La distancia entre frente y raíz nos permite calcular el valor del desplazamiento.

Cuando sobre un manto de corrimiento se instala una red hidrográfica generadora de un relieve, puede ocurrir que la excavación fluvial alcance hasta el substrato milonítico y aun al flanco superior del pliegue del substrato; un tal valle se llama "ventana tectónica", porque permite la superposición anómala del flanco corrido al sustrato autóctono. Finalmente, el desarrollo de la red hidrográfica puede producir la fragmentación del manto en macizos independientes, desligados topográficamente de las raíces por cuya circunstancia se denominan Klippes.

Pero ya hemos dicho que las verdaderas roturas eran las diaclasas y las fallas. Las diaclasas son, pues, roturas sin desplazamiento y vienen determinadas por la existencia de un plano o plano de diaclasas, la orientación de este plano en relación al N. geográfico nos da la dirección de la diaclasa. El plano puede ser vertical o inclinado; en el segundo caso puede medirse la inclinación, o ángulo que forma el plano de diaclasa con el horizonte. No hay que confundir este ángulo con el del buzamiento de los estratos, de que ya se ha hablado. El plano de diaclasa divide a la masa caliza en .dos partes llamadas labios, que se designarán por su posición en relación con la orientación del plano: una diaclasa de piano N-S tendrá labios W. y E. El trazado de un plano de diaclasa rara vez es rectilíneo; generalmente es sinuoso, pero tiene una dirección medía general, que es la dirección verdadera. Esto nos indica que para conocer la verdadera dirección de una diaclasa no basta con medir la dirección de un punto, sino que hace falta realizar una serie de mediciones en puntos diferentes y obtener la media de todos ellos. Como las diaclasas no están aisladas, sino que se encuentran reunidas en sistemas, fácil es comprender que si se quieren conocer las características geométricas del sistema tendrá que hacerse la misma medición con todos los individuos que lo componen, con lo que se ve claramente que el conocimiento de las diaclasas de una masa caliza requiere un estudio estadístico.

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V-6 Deformaciones discontinuas.

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Los sistemas de diaclasas están caracterizados porque todos los individuos que los componen tienen los mismos caracteres geométricos, es decir, dirección e inclinación, a estos dos caracteres individuales debe añadirse uno colectivo, que es el intervalo o distancia que existe entre los individuos del mismo sistema, distancia que, dentro de unos límites, suele ser constante. Estos caracteres permiten, en la mayor parte de los casos, agrupar los individuos en sistemas y separar unos sistemas de otros.

Las masas calizas atectonizadas, que se encuentran en posición horizontal, como, por ejemplo, las calizas pontienses de los páramos de nuestras Mesetas tienen sólo cuatro sistemas de diaclasas: 1. Sistema longitudinal, orientado según la dimensión mayor; 2. Sistema transversal sensiblemente ortogonal al anterior; 3. Dos sistemas en aspa sensiblemente ortogonales entre sí, pero orientados a 45° con relación a los dos anteriores. Los dos primeros sistemas, que son los principales, tienen los planos verticales o subvertícales; los dos en aspa o secundarios, tienen los planos inclinados alrededor de los 45°.

Un dato de mucho interés en lo que respecta a la Hidrogeología es la circunstancia que los intervalos de un sistema de diaclasas son tanto más pequeños cuanto más compacta es la roca. Así, pues, sobre una caliza margosa los intervalos pueden ser, y son Siempre, muy grandes, del orden de varios metros; en cambio sobre una caliza litográfica o sobre una dolomía compacta, los intervalos pueden ser de uno o varios centímetros. El número de diaclasas por unidad de superficie puede llamarse densidad de diaclasación, siendo de la mayor importancia en la circulación cárstica.

Las calizas plegadas tienen conjuntos de diaclasas más complejos, puesto que las diaclasas son el resultado de la reacción del material ante una compresión mecánica. En cada esfuerzo mecánico se forman dos sistemas de diaclasas ortogonales y situados a 45° en relación a la dirección de la compresión, según lo demostraron hace ya casi un siglo las experiencias de Daubrée, que han sido luego ratificadas por los modernos estudios sobre resistencia de materiales. Así, pues, teóricamente, deben formarse tantas parejas de sistemas de diaclasas como compresiones haya sufrido la masa caliza. De este modo vemos cómo las calizas recientes, neógenas, sólo tienen los cuatro sistemas ya indicados, pero las calizas paleógenas, mesozoicas, y sobre todo paleozoicas que han sufrido varias orogénesis, tienen complicadas redes de diaclasas a veces difíciles de analizar. Las complicaciones resultan, en primer lugar, de la superposición de sistemas de edades diferentes, que tiene orientaciones distintas él consecuencia de la desigual orientación de los campos de fuerzas. De aquí que cualquier caliza mesozoica plegada tenga ocho o doce sistemas de diaclasas, sin contar las pequeñas diaclasas propias del plegamiento que interfieren también con los anteriores sistemas.

Estas últimas son pequeños sistemas que se generan como resultado de la producción de campos de fuerzas locales durante el plegamiento y se producen en las dobladuras de las charnelas o en el estiramiento de los flancos: tales como las diaclasas de desgarre, engendradas por la acción de dos fuerzas iguales, de la misma dirección y de sentido contrario; las diaclasas en abanico, que aparecen en las charnelas de los anticlinales y de los sinclinales rectos; las diaclasas plumosas y en general, la presencia de incontables leptoclasas que dividen la masa caliza en multitud de pequeños paralelepípedos de formas diferentes, por no tener direcciones dominantes.

Ya hemos dicho que el estudio de las diaclasas de una masa caliza es un estudio estadístico, puesto que hace falta tomar muchas medidas y obtener unas medias que nos darán los verdaderos valores de los elementos geométricos. Para facilitar este

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estudio se utiliza la proyección estereográfica, de manera análoga a como se emplea en Cristalografía, puesto que los planos de diaclasa, por su posición en el espacio, son comparables a las caras de los cristales.

Esta proyección (Fig. V.7) consiste en considerar el plano de diaclasa situado dentro de una esfera, desde cuyo centro se traza una perpendicular a dicho plano, prolongándose hasta que corte a la superficie esférica, lo que hará en un punto que se ,denomina polo (P). Si se une dicho polo a la diaclasa con el polo S. de la esfera, que se denomina punto de vista de la proyección (V), se obtendrá una recta que cortará al plano ecuatorial de la esfera en un punto, será la proyección del polo de la diaclasa sobre el plano ecuatorial de la esfera, que se toma, por consiguiente, como plano de proyección. De este modo, fácil es comprender que las proyecciones de las diaclasas paralelas al plano de proyección, es decir, de las diaclasas horizontales, estarán situados en el centro del plano de proyección, mientras que las proyecciones de las diaclasas perpendiculares a dicho plano de proyección, es decir, verticales, se situarán en la periferia del plano de proyección; entre ambas se situarán las proyecciones de las diaclasas inclinadas, aproximándose tanto más a la periferia del plano de proyección cuanto mayor sea su inclinación. Este sistema de proyección permite, pues, la representación gráfica de los dos elementos geométricos fundamentales de las diaclasas, que como ya hemos dicho son su dirección y su inclinación, y al mismo tiempo permite agrupar con bastante aproximación a los individuos del mismo sistema, puesto que aquellas que tengan características geométricas parecidas se encontrarán en la misma zona del plano de proyección.

Fig. V-7. Proyección estereográfica de diaclasas. Desarrollo de la proyección estereográfica de una superficie plana con dirección (l) y buzamiento (δ). Polo de la proyección (P). (Ramsay, 1967).

El último tipo de roturas son las fallas (Fig. V.6) o roturas con desplazamiento de uno de los labios de la diaclasa. Las verdaderas fallas son, pues, formas tectónicas derivadas de diaclasas, propias de las rocas cratógenas sin conexión genética alguna con los pliegues-fallas ya descritos, y sus formas tectónicas derivadas (escamas, cabalgamientos, etc.). Tal vez el único punto de convergencia entre ambas formas estriba en el movimiento de una de las masas rocosas cortadas por el accidente. No obstante, en muchas obras de Geología se confunden ambos accidentes.

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Las fallas están determinadas, pues, y ante todo, como las diaclasas. por su plano, que en este caso se llama plano de falla; la orientación de este plano nos da también la dirección de la falla: el plano divide dos labios, que en este caso se denominan inferior el más bajo y superior el más alto, y también labios hundido y elevado, respectivamente. La distancia vertical entre los dos labios de la falla recibe el nombre de salto, magnitud que expresa el valor del desplazamiento existente entre los dos labios. El salto de la falla no es una magnitud constante, sino que varía considerablemente a lo largo del plano hasta anularse; la falla, como todo otro. es limitado, y por tanto, comienza con un salto pequeño; aumenta hasta un máximo para luego disminuir hasta anularse. Aunque haya fallas que cortan la corteza terrestre en muchos kilómetros, todas comienzan y terminan del mismo modo.

Los planos de falla tienen estructuras complejas cuando proceden del deslizamiento de dos labios separados por diaclasas muy juntas; entonces se forman bloques y brechas en el plano (brechas de falla), y los bloques al deslizarse unos sobre otros presentan caras pulimentadas y estriadas llamadas espejos de fallas del mismo modo pueden formarse diaclasas y fallas satélites, ortogonales o paralelas al plano principal.

Las fallas, al igual que los pliegues, se clasifican primariamente por la posición del plano de falla con respecto al horizonte; si el plano es vertical la falla se llama recta, si está inclinado hacia el labio hundido se llama normal; si se inclina hacia el labio elevado, inversa. No obstante, tal como ocurría con los pliegues, una falla puede variar sus características geométricas a lo largo de su plano, tanto más cuánto que tienen generalmente un desarrollo longitudinal mayor que los pliegues; así, una falla puede ser normal en una porción de su recorrido, recta en otra e inversa en otra zona, cuando el plano va inclinándose progresivamente hacia el labio elevado.

Existen además otros tipos de fallas, como las rotatorias o tijera, en las que a lo largo de su recorrido se produce una inversión de la posición de los labios; el labio elevado en su sector pasa a ser labio hundido en otro, con lo que se tiene la impresión de que los labios han girado sobre un eje perpendicular al plano de falla. También existen fallas compensadas, en las cuales el salto va disminuyendo progresivamente hasta anularse o casi para luego aumentar hasta volver a tener la magnitud primitiva. Muchas fallas tienen sus planos curvados y se denominan entonces fallas curvas.

Las fallas, como las diaclasas, van asociadas formando sistemas; estos sistemas siguen las mismas directrices que los de las diaclasas, y generalmente fallas y diaclasas pueden corresponder a un sistema común. Los bloques calizos delimitados por fallas se llaman dovelas. A menudo aparecen dovelas escalonadas, limitadas por fallas llamadas en escalera; estas dovelas pueden delimitar zonas hundidas pilares tectónicos o "horts". Cuando se cruzan varios sistemas de fallas delimitando dove las de contornos rectangulares o poligonales aparece la llamada tectónica de mosaico y los campos de fallas.

V.8. ESTILOS TECTÓNICOS DE LA CALIZA

Por las razones de su contextura física, que ya hemos expuesto anterior mente, la caliza aparece involucrada en toda clase de estructuras tectónicas y, por consiguiente, se encuentra en todos los estilos tectónicos. En principio, la caliza es un material orógeno que tiene muchas más tendencias al plegamiento que a la fracturación. Por esto, la encontramos involucrada a los estilos tectónicos de tipo alpino, interviniendo en toda clase de plegamientos, desde anticlinales muy laxos de estilo jurídico, hasta

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estilos isoclinales; en mantos y en las zonas de tectónica más intensa forma muchas veces los flancos superiores rígidos de las escamas cabalgamientos y aun mantos de corrimiento.

Las calizas tienen también, a veces, estilo disarmónico, cuando se pliegan en capas delgadas entre otras más potentes, y estilo extrusivo, cuando un anticlinal d caliza perfora una capa de margas o arcillitas suprayacentes.

También aparecen estructuras calizas en las montañas de tipo sajónico, en que zócalos antiguos, cratonizados, están cubiertos por exiguos espesores de rocas más modernas; en estos casos la tectónica que se genera es una tectónica de fallas puesto que es el zócalo el que desempeña el principal papel en la reacción mecánica del esfuerzo tectónico; en estos casos la débil cobertura se rompe también aparecen rocas relativamente plásticas, como las calizas cortadas por dislocaciones y aun involucradas en estructuras en mosaico, caso muy frecuente en todas las plataformas continentales de las cuencas alpídicas. Únicamente en este caso las calizas aparecen fracturadas y cortadas por redes de fallas.

La tectónica de la caliza es, pues, compleja; de aquí la complejidad que ofrece el desarrollo de los fenómenos cársticos, dada la diversidad de formas tectónicas en las que pueden formarse.

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V.9. LAS FISURAS

Las estructuras sinsedimentarias y tectónicas que acabamos de analizar en las calizas constituyen un conjunto de soluciones de continuidad que dividen a la masa caliza en bloques paralelepipédicos. Estas soluciones de continuidad (planos de estratificación, diaclasas, fallas) reciben genéricamente el nombre de fisuras y son comunes a todas las rocas sedimentarias que tienen un cierto grado de rigidez. El conjunto de fisuras de una roca recibe el nombre de fisuración.

El interés que tienen las fisuras desde el punto hidrogeológico es enorme, puesto que toda la infiltración y circulación del agua en las rocas compactas se realiza a su través. Sin la fisuración, una parte importante del agua de precipitación atmosférica no sería absorbida, y la circulación subterránea quedaría restringida a las rocas porosas. La fotografía aérea permite preparar buenas masas de iso fracturación superficial de grandes aplicaciones a estudios de hidrogeología cárstica.

Las fisuras, como todos los accidentes estructurales, se presentan a escalas distintas; desde la escala microscópica a la megascópica. Existen, pues, microfisuras, como los planos de las rocas microestratificadas, las leptoclasas y las microfallas, macrofisuras, como los planos de estratificación normales, las diaclasas y algunas fallas; megafisuras, como algunas diaclasas y fallas. Existen en la corteza terrestre accidentes estructurales de jerarquías diferentes que han obligado a los geólogos a establecer unas escalas de elementos geológicos, sin las cuales no podrían comprenderse en su totalidad los fenómenos geológicos.

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