4 marzo, 2024 5:58 am

Mecanismos de formación del karst en Yucatán

Los rasgos más característicos en el karst incluyen desde lomeríos, dolinas, cenotes, pozos verticales y manantiales hasta complejos sistemas subterráneos de drenajes y cuevas, características que son resultado de la acción de disolución del agua sobre el lecho rocoso. Los sistemas de drenaje subterráneo pueden ser tan extensos que algunas expresiones kársticas podrían verse afectadas por perturbaciones que ocurren a kilómetros de distancia del área afectada. Asociadas a las geoformas kársticas conviven flora y fauna cuyo ciclo de vida depende del entorno único de estos sistemas; incluso ligeras perturbaciones pueden tener impactos significativos sobre ellas.

Emiliano Monroy Ríos Licenciado en Química con maestrías en Ciencias del Mar y Limnología y en Geología; doctor en Geoquímica. Técnico académico en el Centro de Investigación Científica de Yucatán. Buzo de cuevas y consultor profesional en riesgos geológicos en el karst.

El paisaje kárstico posee características topográficas propias e hidrogeológicas únicas. Los proyectos de construcción sobre topografía kárstica deben ser extremadamente sensibles a potenciales impactos y tomar las precauciones posibles para prevenirlos o minimizarlos.

¿Qué es el karst?

Las rocas compuestas por carbonatos (principalmente de calcio y magnesio) constituyen el reservorio de carbono (C) más grande del planeta Tierra. La mayor parte de los carbonatos se forman en los océanos y una parte considerable ocurre en plataformas someras de carbonatos que cubren 800,000 km2 de la superficie terrestre. Estos minerales de carbonato son fácilmente meteorizados, ya que se encuentran cerca de la superficie y retienen su porosidad primaria, mientras que la disolución producida por el flujo de agua conduce a incrementos en su permeabilidad de varios órdenes de magnitud.

El desarrollo de redes subterráneas de drenaje organizadas y cada vez más eficientes, principalmente por disolución, que llamamos karstificación, da como resultado una pérdida de masa a través del sistema acuífero. Al menos un 16% de la superficie terrestre está formada por carbonatos, y sus funciones hidrogeológicas proporcionan alrededor del 25% del suministro de agua potable del mundo (Ford y Williams, 2007). La creciente explotación de los recursos en terrenos kársticos, como el agua y la piedra para construcción, provoca graves impactos ambientales. Desafortunadamente, el número de áreas kársticas afectadas por la contaminación del agua, la degradación del paisaje y otros impactos está creciendo muy rápidamente, y el daño causado a infraestructura por colapsos muestra una tendencia creciente (Waltham y Fookes, 2003; Waltham et al., 2005).

En escala geológica, los procesos de disolución generan cavidades y conductos que van creciendo con el tiempo hasta formar extensas galerías subterráneas e intrincadas cuevas. A este proceso le llamamos karstificación o carstificación, ya que el nombre viene de una localidad que describe sus característicos paisajes: el Karst o Carso en los Balcanes. Por esta razón, solemos escuchar que el tipo de suelo en la península es de tipo “kárstico” o “cárstico”, que es más propiamente un tipo de roca soluble en el que suceden procesos de karstificación.

El karst no es un tipo de roca, es un proceso geomorfológico posdeposicional que sucede en rocas de diferentes orígenes: halita, calcita, dolomía y yeso, es decir, minerales que son solubles o parcialmente solubles a la acción de los flujos de agua superficial y subterránea. El karst de roca carbonatada o caliza está mejor desarrollado en las regiones tropicales y templadas húmedas, debido a la mayor disponibilidad de dióxido de carbono en el suelo y a las mayores cantidades de lluvia, que incrementa la disolución.

El karst o carso yucateco

En la actualidad, la de Yucatán es una de las más grandes plataformas de carbonatos en escala global. Uno de los rasgos distintivos del norte de esta península son los cenotes y dolinas (un cenote es una dolina cuya base sobrepasa el nivel freático), sartenejas, conductos o tubos de disolución, así como cavernas y extensos sistemas de cuevas.

Hace millones de años, la península era muy diferente de como la conocemos actualmente. Desde entonces ha sufrido modificaciones radicales a causa de cambios climáticos en el planeta. Un ejemplo de estos cambios fue el periodo de la última glaciación o Era de Hielo –hace unos 20,000 años–,

cuando el nivel del mar se encontraba 120 metros por debajo de su nivel actual y muchos de los cenotes y cuevas en las que hoy podemos bucear se encontraban secos. Desde entonces, el nivel del mar ha aumentado más o menos gradualmente y muchas cuevas fueron inundadas.

La porción que conocemos como la Península de Yucatán –por encima del nivel del mar– es solamente una parte de la plataforma de carbonatos que fue creciendo desde el fondo marino sobre el Bloque de Yucatán por acumulación de millones de esqueletos de organismos marinos que utilizan el carbonato de calcio para formar sus huesos, conchas, espículas y otras partes del cuerpo. Al morir, se depositaron sobre el fondo para compactarse y endurecerse junto con arcillas finas al paso de millones de años. El crecimiento de la plataforma se da a través de la deposición de carbonato biogénico, es decir, proveniente de organismos vivos y, además, es un proceso que necesariamente sucede debajo del agua.

La roca caliza así formada y endurecida por litificación se caracteriza por una alta permeabilidad y un bajo gradiente hidráulico, donde el agua de origen meteórico se infiltra y acumula en el subsuelo para formar una lente delgada de agua dulce que flota sobre una masa de agua salina, más densa, cuyo origen es la intrusión marina. El contacto entre ambas masas de agua, dulce y marina, forma una zona de mezcla o haloclina. La lente de agua dulce constituye la única fuente de agua para consumo en la Península de Yucatán desde la prehistoria, renovable solamente por la lluvia estacional. Este acuífero es, por sus características, intrínsecamente vulnerable a la contaminación.

El funcionamiento del acuífero depende del conjunto de procesos hidrológicos, geológicos, químicos y biológicos que suceden en la roca madre o matriz, la red de fracturas y la red de conductos subterráneos ordenados. El conjunto de estas zonas subterráneas conforma el acuífero kárstico costero: a) la zona de vadosa o de aireación (desde la superficie de la tierra hasta la capa freática), a través de la cual pasa el agua que recarga al acuífero; b) la lente de agua dulce (zona de saturación) y c) la masa de agua salada.

En la costa oriental de Quintana Roo se encuentran extensos sistemas de cuevas, con pasajes ramificados y amplias galerías inundadas, que incluyen las cuevas subacuáticas más largas del planeta: Sistema Sac Aktun y Sistema Ox Bel Ha, en el municipio de Tulum. Además existen muchos otros sistemas de cuevas inundadas que alcanzan un total de 1,650 km y un registro de 360 km de cuevas secas. Para dimensionar la extensión de estos sistemas de cuevas debe considerarse que el área que contiene a Sac Aktun tiene una densidad lineal de cuevas de 2.9 km/km2. En el área de Ox Bel Ha la densidad de cuevas alcanza 5.2 km/km2 (Kambesis y Coke, 2016).

Mecanismos de la karstificación

Espeleogénesis es la palabra que se usa en espeleología y geología para describir el mecanismo de formación de todo tipo de cuevas, cavernas, grutas y cenotes. La hipótesis más aceptada propone una secuencia de pasos en la karstificación, que consiste en la combinación de al menos tres mecanismos: disolución de la roca caliza, colapso del techo y crecimiento (formación de espeleotemas).

Disolución y sistema de carbonatos

La velocidad de disolución de la roca depende de la solubilidad y la constante de velocidad de disolución específica del mineral constituyente, el grado de saturación del solvente, el área presentada al solvente y el movimiento del solvente (que permite mantenerlo subsaturado). La solubilidad de la caliza en agua pura es extremadamente baja y es comparable a la de los silicatos; por tanto, el factor clave es el dióxido de carbono (CO2), ya que las reacciones acuosas de este gas con la caliza producen bicarbonato, que es muy soluble. La reacción se puede simplificar en la bien conocida ecuación:

CaCO3(s) + CO2(g) + H2O(ac) ⇌ Ca2+(ac) + 2H2CO–3(ac)

que describe la reacción química de formación y disolución de la roca caliza formada por carbonato de calcio en condiciones ambientales normales en sistemas acuáticos; estado sólido (s), gaseoso (g) y acuoso/líquido (ac).

Esta reacción muestra también que, en una eventual acidificación del océano como consecuencia del cambio climático global, habrá una tendencia a la disolución, ya que el CO2(g) de la atmósfera, al disolverse en el agua, vuelve a esta más ácida y reactiva. Esta ecuación química leída en sentido inverso indica el proceso de desgasificación y precipitación de carbonato de calcio, un importante mecanismo en la formación de estalactitas, estalagmitas y otros espeleotemas.

Esto es una simplificación excesiva de los muy complejos procesos y cinéticas de disolución, que pueden consultarse a detalle en revisiones de amplia profundidad y complejidad (White, 1988; Dreybrodt, 2000; Ford y Williams, 2007). El agua de lluvia contiene sólo una pequeña cantidad de CO2; la mayor parte del dióxido de carbono es biogénico, derivado de la descomposición de materia orgánica en los suelos, y el agua de lluvia que se infiltra a través del suelo lo disuelve y transporta.

En la interfase de capas dulce y salada (haloclina) existe un gradiente de temperatura y salinidad y, sobre todo, diferencias en la saturación de CO2 que le proporcionan un poder corrosivo mayor hacia la roca caliza. Al bucear en las cuevas es posible observar que sobre la haloclina los pasajes generalmente son más anchos, una señal de que la disolución es mayor en esa zona y que es un proceso en continuo desarrollo.

Otro tipo de disolución, de origen biológico, es el que se presenta en el interior de algunos cenotes, donde bacterias descomponen la materia orgánica y producen ácido sulf-hídrico (H2S), un poderoso corrosivo que, al disolverse y concentrarse sobre la superficie de la haloclina, se observa en forma de “nube” y resulta tóxico para los organismos que respiramos oxígeno. Al entrar en contacto con las capas superficiales, que pueden contener un poco de oxígeno disuelto, el ácido sulfhídrico se transforma en ácido sulfúrico (H2SO4), también un ácido fuerte y potente corrosivo de la roca caliza.

En el segundo mecanismo, cuando el nivel del mar ha bajado durante periodos glaciales, desciende también el nivel del acuífero y deja una cavidad o cueva llena de aire donde, por falta de soporte, colapsan y se desploman diferentes secciones del techo, y así se forma un cenote. Al final del periodo glacial se descongelan los polos, aumenta nuevamente el nivel del mar e inunda la cueva.

Sabiendo que la mayor disolución ocurre en la zona de mezcla entre el agua dulce y salada, la cual sube o baja dependiendo del nivel del mar, se puede entender la razón por la cual existen diferentes niveles de cuevas a distintas profundidades. Al cambiar el nivel del mar, la haloclina se desplaza y empieza a disolver la roca a diferente profundidad, con lo que empieza otro “nivel” de cuevas.

De manera natural, los colapsos intermitentes a lo largo de los sistemas de cuevas van abriendo ventanas hacia la superficie, por donde es posible ingresar a los conductos y pasajes. Generalmente, los cenotes en la parte oriental de Quintana Roo se forman por el colapso del techo de cuevas formadas durante periodos muy largos, cuando la profundidad de la haloclina ha permanecido por mucho tiempo más o menos en la misma posición y ha ensanchado galerías y pasajes. Los cenotes son complejos sistemas acuáticos y cuentan con conexiones a corrientes subterráneas que favorecen la circulación de agua; de ahí proviene la manera coloquial de llamar a las cuevas freáticas o inundadas “ríos subterráneos”.

Finalmente, el tercer paso asociado al proceso de karstificación es el responsable de la formación de estalactitas, estalagmitas, columnas, coladas y otros espeleotemas por acumulación del material disuelto en el primer paso. En la formación de espeleotemas está involucrada la desgasificación, la expulsión del CO2 del agua al entrar esta en un ambiente de cueva diferente al del exterior, lo que provoca la precipitación de carbonato de calcio (la ecuación química presentada anteriormente, leída de derecha a izquierda). En el caso de las cuevas inundadas, este proceso ya no sucede.

Peligro geológico asociado al karst

Cualquier oquedad presente en el subsuelo constituye un elemento de debilidad dentro de un macizo rocoso, y el karst se distingue por tener las cavidades naturales más grandes, donde la falla del techo puede representar un riesgo geológico significativo. Asegurar la permanencia de las condiciones naturales de los sitios kársticos es fundamental por su importancia ambiental y cultural, así como por razones de seguridad.

Los colapsos se presentan donde las cavidades o pasajes de las cuevas se agrandan más allá de los límites de la propia estabilidad del techo. La falla puede ser iniciada o acelerada por las cargas impuestas durante trabajos de construcción y constituye un riesgo geológico importante donde existen grandes cuevas a poca profundidad, como es el caso de la costa oriental de la Península de Yucatán.

Colapsos naturales y colapsos inducidos

La mayor parte de los colapsos se heredan de procesos naturales de disolución y erosión; sin embargo, el principal riesgo geológico a infraestructura es generado por cavidades y conductos que están activos en la actualidad y con potencial desarrollo de eventos de falla. El riesgo de nuevos hundimientos nunca se puede eliminar por completo, pero puede reducirse a niveles bajos y aceptables mediante un adecuado control de drenaje del agua subterránea (Waltham, 2008).

Los colapsos inducidos por actividades humanas pueden separarse en dos grupos: aquellos derivados de prácticas de uso del suelo y extracción de agua subterránea, y aquellos derivados de actividades y prácticas asociadas a construcción y desarrollo de infraestructura. Muchas actividades de construcción modifican el drenaje local tanto superficial como subterráneo. Al modificar la cobertura vegetal e inducir infiltración concentrada con obras de drenaje en sitios particulares, se fomenta la disolución de la roca, que puede generar nuevos colapsos. El relleno de cavidades y cambio de pendientes también modifica el drenaje local, deriva en zonas inundables y crea nuevas zonas de disolución activa que representan un impacto potencial acumulativo (Tihansky, 1999).

Las prácticas de ingeniería civil más comunes incluyen la perforación y pilotaje, inyección de concreto en cavidades subsuperficiales, construcción de refuerzos y difusores de tensión para dar soporte a la construcción y la compactación con martillo hidráulico o el uso de aplanadoras vibratorias para inducir colapsos de zonas débiles que se reforzarán posteriormente. Estas prácticas son únicamente paliativos de un problema que requiere un entendimiento integral que desde la planeación incluya todos los estudios y esfuerzos para prevenir impactos negativos.

Además, aunque los colapsos pueden tener impactos estructurales locales, pueden generar efectos regionales en el agua subterránea como recurso al transportarse largas distancias. Debido a que el material del colapso interactuará física y químicamente con el agua, pueden registrarse cambios en parámetros como turbidez, conductividad y oxígeno disuelto.

Identificación del karst

A menudo es difícil determinar claramente el tipo y la extensión de las expresiones kársticas en un área, debido a los complejos y variados procesos involucrados en su formación. La investigación inicial debe incluir el uso de datos geotécnicos existentes. Se debe realizar una prospección geológica del área inmediata y circundante del sitio para determinar las características kársticas y considerar la participación de consultores geotécnicos especializados en karst.

La identificación y delineación de las geoformas kársticas debe incluir: ubicación, distribución y dimensiones de las cavidades; profundidad y configuración de la roca en superficie; variación en las características físicas de los suelos; calidad del agua subterránea y sus patrones de flujo.

Por lo enunciado anteriormente, resulta necesario identificar las formaciones kársticas en el contexto del drenaje local a una escala entre decenas y centenares de metros, para prevenir efectos y minimizar impactos. Es recomendable contar con una caracterización detallada usando métodos de exploración geológica-geofísica directos e indirectos complementarios y analizarlos con el enfoque del karst, para la identificación de estructuras de alta vulnerabilidad.

Entre estos métodos se pueden mencionar estudios directos que incluyen prospección geológica, mapeo y sondeos mixtos con recuperación de núcleo de roca para análisis en laboratorio; estudios indirectos de geofísica aplicada (eléctricos, electromagnéticos, gravimétricos y sísmicos) para caracterizar el karst en cuanto a estrato de roca seca, zona vadosa, estratos de roca saturada, conductos de drenaje subterráneo, estrato de agua dulce, estrato de zona de mezcla y estrato de agua salada. Pueden realizarse cálculos analíticos con los parámetros de la roca local, modelos numéricos de desplazamiento de elemento finito, así como estudio de cargas dinámicas.

Conclusiones

El karst presenta con frecuencia condiciones difíciles para los ingenieros y, a menudo, aquellos que sólo están familiarizados con roca insoluble lo entienden de manera inadecuada. Resulta necesario el reconocimiento de la escala de los riesgos geológicos, ya que una comprensión integral del karst es esencial para una buena práctica en ingeniería.

Una respuesta exitosa de ingeniería al riesgo geológico del karst requiere el conocimiento profundo de los mecanismos de karstificación, de los flujos de agua subterránea, colapsos y subsidencias, para que la generación moderna de ingenieros pueda diseñar estructuras y edificios seguros en este difícil terreno

Referencias

Dreybrodt, W. (2000). Chemistry of speleogenetic processes. En: Klimchouk et al. (Eds). Speleogenesis: evolution of karst aquifers. Huntsville: National Speleological Society.

Ford, D. C., y P. Williams (2007). Karst hydrogeology and geomorphology. West Sussex: John Wiley & Sons.

Kambesis, P. N., y J. G. Coke (2016). The Sac Actun system, Quintana Roo, Mexico. Boletín Geológico y Minero 127(1): 177-192.

Tihansky, A. B. (1999). Sinkholes, West-Central Florida. En: Galloway, D., et al. (Eds). Land subsidence in the United States. USGS Circular 1182.

Waltham, A. C. (2008) Sinkhole hazard case histories in karst terrains. Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology 41(3): 291-300.

Waltham, A. C., y P. G. Fookes (2003). Engineering classification of karst ground conditions. Quarterly Journal of Engineering Geology and Hydrogeology 36(2): 101-118.

Waltham, A. C., et al. (2005). Sinkholes and subsidence karst and cavernous rocks in engineering and construction. Springer.

White, W.B. (1988). Geomorphology and hydrology of karst terrains. Nueva York: Oxford University Press.

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