INTRODUCCIÓN.
Las características del yeso son fundamentalmente diferentes a las de caliza. Las formaciones de yeso se han depositado principalmente por precipitación química y después suelen haber experimentado un ciclo de transformación yeso-anhidrita-yeso. Donde se han formado las cuevas suele ser en el yeso del final del ciclo, es decir yeso retransformado de anhidrita. Antes del ensanchamiento de las fisuras por flujos de agua (karstificación) la permeabilidad del yeso suele ser baja.
La solubilidad es grande y la disolución es rápida en comparación con caliza, mientras que el proceso de disolución es bastante más simple. La presencia de anhídrido carbónico no tiene ningún efecto sobre la disolución, sin embargo la presencia de otras sales si lo tienen. La velocidad del flujo tiene un marcado efecto sobre la velocidad de disolución.
Las consecuencias para la espeleogénesis son varias: el desarrollo de las fisuras anchas y proto-conductos es mucho más rápido en yeso que en calizas, aunque el desarrollo de fisuras muy estrechas es parecido. Muchas galerías son bastante uniformes por toda su longitud. Los restringimientos al flujo se ensanchan rápidamente hasta que dejan de ser lo, y por lo tanto las crecidas son raras. Las galerías inundadas y lagos de cuevas que se han formado en un equilibrio con el nivel de base, suelen coincidir con este nivel de base.
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AMBIENTE DE DEPOSICIÓN DE YESO.
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El yeso y el anhidrita son dos minerales íntimamente relacionados, pudiéndose transformar el uno en el otro según las circunstancias. El yeso es un sulfato de calcio con cierta cantidad de agua y el anhidrita es el mismo sulfato de calcio sin agua. La formula de yeso es CaSO4 (H2O)2 y la de anhidrita es CaSO4.
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En sistemas naturales la deposición de yeso es lo más frecuente porque la deposición de anhidrita necesita temperaturas superiores a aproximadamente 50 ºC. Solo si la concentración del agua es muy grande el anhidrita se deposita a temperaturas más bajas. La conclusión es que aunque la anhidrita se puede depositar, lo normal es la formación de yeso.
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El yeso y el anhidrita son rocas evaporíticas o salinas, lo que quiere decir que se han formado por la evaporación del agua que los contiene disueltos. Con la evaporación aumenta la concentración de las sales hasta llegar al punto de saturación y a partir de este momento se depositan. Cuando aumenta la concentración de sales también aumenta la densidad del agua. Cuando la densidad del agua llega a 1,04 se precipita la primera sal, que es la calcita. Las siguientes son el yeso y el anhidrita, cuando la densidad del agua es 1,13. La sal común (halita) no se suele depositar hasta que la densidad llega a 1,20. Las densidades son aproximadas porque la precipitación depende de varios factores más, como por ejemplo la temperatura y la presencia de otras sales. Por lo tanto una formación de yeso puede estar acompañado por caliza y (a veces) sal común.
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Hay dos ámbitos naturales importantes de deposición de yeso: Las lagunas costeras con una comunicación intermitente con el mar abierto y las sabkhas (o sebkhas). En las lagunas costeras el aumento en la concentración de sales por evaporación de agua, depende en gran medida de la facilidad con que puede entrar agua del mar abierto. Lo más común es sedimentación de calcita y yeso, porque una eventual deposición de anhidrita o sal es disuelta con una nueva entrada de agua fresca. En este ambiente la deposición de yeso es subacuática.
Las sabkhas son llanuras situadas inmediatamente al lado del mar. Las sales llegan a esta llanura por mareas (muy) altas, como un “espray” con el viento y por agua subterránea procedente del mar que reemplaza el agua evaporada. Los sabkhas principalmente se forman en ambiente áridas. La deposición de yeso es dentro del sedimento que constituye la sabkha.
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CICLO DE TRANSFORMACIÓN YESO-ANHIDRITA-YESO.
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Cuando el yeso es tapado con otros sedimentos, aumenta poco a poco la presión que ejercen las rocas subyacente y el yeso es deshidrata y transformado en anhidrita. La profundad en lo que ocurre este proceso es variable, pero la mayoría del yeso se convierte en anhidrita entre los 300 y 500 metros de profundidad (figura 1). Cuando por el proceso de levantamiento e erosión la anhidrita se acerca a la superficie, entonces el proceso es invertido y el anhidrita es hidratado retransformándose en yeso. La mayoría del anhidrita se retransforma en yeso a una profundidad de menos de unos 150 metros.
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La figura 1 muestra el ciclo de transformación yeso-anhidrita-yeso. El yeso primario es depositado en lagunas y sabkhas y es transformado en anhidrita a una profundidad de entre 300 y 500 metros. Cuando por levantamiento e erosión el anhidrita se acerca otra vez a la superficie, esta se transforma en yeso secundario.
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De este modo esta claro que el yeso donde encontramos las cuevas poco tiene que ver con el yeso que originalmente se había depositado. La mayoría de los yesos secundarios tienen un aspecto grueso cristalino, granular o amorfo, que puede ser transparente (selenita) o de un opaco blanco (alabastro), a veces con tintes de marrón, gris, amarillo o rosa. El proceso de hidratación puede estar acompañado con un aumento en volumen, cuya presión puede originar fisuras en el yeso, aunque a menudo no parece ser el caso. A veces dentro del yeso se puede encontrar tramos de anhidrita que (todavía) no se ha hidratado.
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LA SOLUBILIDAD DE YESO.
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La solubilidad de yeso en agua pura a una temperatura de 20ºC es 2,53 gramos por litro, lo que es entre 10 y 30 veces mayor que la solubilidad de carbonato cálcico (CaCO3), en presencia de anhídrido carbónico (CO2). Sin embargo, la solubilidad no es un constante pero depende de varios factores, como por ejemplo: la temperatura del agua, la presencia de otras sales, la diferencia entre la presión litostática sobre el agua subterránea y la roca, y el tamaño de los granos que constituyen la roca.
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LA SOLUBILIDAD DE YESO Y LA TEMPERATURA.
La solubilidad de yeso aumenta con la temperatura hasta llegar a un máximo de 2,66 gramos por litro a una temperatura de 43 ºC. El aumento en solubilidad desde 0 ºC hasta 43 ºC es más de un 20 por ciento (figura 2). A partir de este máximo la solubilidad disminuye con un aumento de la temperatura. Esta característica nos indica que mezclas de aguas (casi) saturadas pero de diferentes temperaturas puede reanudar su capacidad de disolución.
La figura 2 muestra la curva de solubilidad de yeso basado en datos experimentales de Blount y Dickson (1973). El máximo de 2,66 gramos por litro a 43 grados Celsius está indicado.
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LA SOLUBILIDAD DE YESO Y LA PRESENCIA DE OTRAS SALES.
Por varias razones la presencia de sales disueltas aumentan la solubilidad de yeso drásticamente. Por ejemplo una concentración de 35 gramos por litro de sal común (NaCl), lo que es aproximadamente la concentración de agua del mar, duplica la solubilidad (figura 3)
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La figura 3 muestra la solubilidad de yeso en presencia de sal común (NaCl). Con una concentración de 35 gramos por litro (agua del mar) se dobla la solubilidad de yeso. Figura adaptada de Sherternina (1949).
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LA SOLUBILIDAD DE YESO Y LA PRESIÓN SOBRE LA ROCA.
Cuando la presión sobre la roca es más grande que la presión sobre el agua dentro de la misma roca, la solubilidad de yeso aumenta. Un ejemplo de esta situación es lo siguiente:
Si a una profundidad de 50 metros hay un curso de agua libre, la presión del agua es igual a la presión atmosférica, pero la presión dentro de la roca es igual a la presión atmosférica más el peso de 50 metros de roca. El aumento de la solubilidad en este ejemplo es de un 6 por ciento.
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LA SOLUBILIDAD DE YESO Y EL TAMAÑO DE LOS GRANOS DE LA ROCA.
La solubilidad de los granos y cristales pequeños es mayor que la solubilidad de granos más grandes. Entonces es posible que una solución está saturada respecto a los granos grandes, pero no lo está respecto a los granos pequeños. El resultado puede ser que el yeso que se disuelve de los grano finos, inmediatamente se precipita sobre los granos grandes, lo cual tiene sus consecuencias para la porosidad y permeabilidad de la roca.
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LA DISOLUCIÓN DE YESO.
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La disolución de yeso es bastante más sencilla que la disolución de carbonato cálcico y se puede resumir con la siguiente fórmula:
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CaSO4(H2O)2 ↔ Ca2+ + SO42- + 2 H2O
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El proceso de disolución de yeso en agua:
El yeso que está en contacto con el agua se disuelve instantáneamente, y por lo tanto el agua que se encuentra inmediatamente en contacto con el yeso siempre está completamente saturada. La concentración de yeso en el resto del flujo suele ser bastante menor. Entre el agua pegada a la pared de yeso y el resto del flujo hay una zona donde la concentración disminuye desde saturada hasta el valor del flujo (figura 4). Esta zona se llama en inglés “boundary layer” y es una capa de agua donde el yeso disuelto se mueve poco a poco desde la pared hacia el resto del flujo. En este artículo se denomina como capa de difusión. El proceso de difusión desde la pared hacia el resto del flujo controla la velocidad de disolución de yeso, y depende principalmente del grosor de la capa de difusión. En el caso de yeso este grosor es relativamente grande (por causa de la distribución de la carga eléctrica de las moléculas de yeso), sin embargo, la velocidad de disolución en yeso es mucho mayor que en caliza.
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La figura 4 muestra la capa de difusión, situada entre la roca de yeso y el resto del flujo. La concentración está saturada muy cerca de la roca y disminuye hacia el resto del flujo. Las moléculas se mueven desde la roca hacia el resto del flujo. El tamaño de las moléculas de yeso se ha exagerado.
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LA DISOLUCIÓN DE YESO Y LA VELOCIDAD DEL FLUJO.
La disolución de yeso aumenta considerablemente con la velocidad del flujo. La razón es la siguiente:
Cuando la velocidad del flujo aumenta, también aumentan las fuerzas de tracción sobre la capa de difusión y esta pierde parte de su grosor (la parte más lejana de la pared). El gradiente de concentración en la capa de difusión aumenta y por lo tanto las moléculas de yeso pueden traspasar la capa más rápido. Lo que significa que la velocidad de disolución también aumenta porque por cada molécula de yeso que sale de la capa de difusión, otra molécula de yeso es disuelta de las pared. La conclusión es que si la velocidad de difusión aumenta (porque la capa es más fina), también aumenta la velocidad de disolución. De este modo un aumento en velocidad de flujo aumenta la disolución.
Cuando un flujo laminar cambia hacia un flujo turbulento, se calcula que la disolución exhibe un aumento muy marcado (hasta 10 veces más).
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RÉGIMEN DE DISOLUCIÓN RÁPIDA Y DISOLUCIÓN LENTA.
La disolución de yeso es muy rápida hasta que la solución llega a una saturación de aproximadamente un 90 por ciento. A partir de este porcentaje la velocidad de disolución disminuye enormemente. Análogo al caso con carbonato cálcico (Mecanismos que influyen en la formación de una estrecha fisura hasta un proto-conducto), se puede definir un régimen de disolución rápida y un régimen de disolución lenta (figura 5).
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La figura 5 muestra la curva de velocidad de disolución de yeso. La solución llega a un porcentaje de saturación de 90 por ciento en poco tiempo y por lo tanto representa el régimen de disolución rápida. Entre el 90 y 100 por ciento la velocidad de disolución disminuye mucho y este intervalo representa el régimen de disolución lenta.
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CONSECUENCIAS PARA LA FORMACIÓN DE CUEVAS.
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Las características especificas de la solubilidad y la disolución de yeso, hacen que hay ciertas diferencias entre yeso y caliza respecto al desarrollo de una cueva.
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DESARROLLO DE LAS FISURAS Y PROTO-CONDUCTOS.
Primero se resume la formación de un proto-conducto en caliza.
La cantidad de agua que pasa por una estrecha fisura depende principalmente del gradiente hidráulico y del diámetro de la fisura. La fisura se ensancha muy rápido por el lado por donde entra el agua, porque el agua está poca saturada. Al contrario, la salida de la fisura se ensancha muy lento porque el agua está casi saturada y este lado funciona como cuello de botella: la cantidad de agua no puede aumentar considerablemente hasta que se ensancha esta salida. Aunque el aumento en caudal es muy lento, lo importante es que sea continuo, porque esto causa un lento pero paulatino aumento en la velocidad del flujo y una disminución del porcentaje de saturación a la salida. Ambos efectos forman un bucle y el ensanchamiento de la salida es cada vez más rápido. Cuando el diámetro de la salida ha llegado a aproximadamente 1 centímetro, hay un marcado aumento en disolución y el ensanchamiento llega a un máximo (evento de ruptura). Se dice que la fisura se ha convertido en proto-conducto.
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Por la mayor solubilidad y velocidad de disolución en yeso puede parecer lógico que las fisuras en yeso se desarrollan mucho más rápido que en caliza. Con una mayor solubilidad, la misma cantidad de agua puede disolver más roca y por lo tanto es un factor favorable. Sin embargo, una mayor velocidad de disolución causa que una solución llegue más rápido al punto de saturación (figura 5) y por lo tanto el agua sale más saturada al final de la fisura. La combinación de ambos factores hace posible que el ensanchamiento de la salida de una fisura muy estrecha en yeso es comparable con el desarrollo de una fisura muy estrecha en caliza. Aparentemente el mecanismo del régimen de disolución lenta funciona mejor en caliza que en yeso, y es justo este mecanismo que abre las fisuras más estrechas. Si la fisura no es tan estrecha, el mecanismo de mayor caudal-mayor disolución gana en fuerza. Por esta razón es probable que las fisuras más anchas se desarrollan más rápido en yeso que en caliza.
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Si una fisura ha llegado al estadio de proto-conducto, el caudal es tan grande que el agua no llega a saturarse en toda la fisura. Tanto la mayor solubilidad como la mayor velocidad de disolución causan un ensanchamiento mucho mayor en yeso. De caliza se sabe que la velocidad máxima del retroceso de las paredes es alrededor de 0,1 mm por año. Si en yeso existe una velocidad máxima, esta es mucho mayor. De todos modos, en la naturaleza la disolución está restringida por el máximo caudal disponible, y por lo tanto sería prácticamente imposible llegar a su máximo teórico.
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En otras palabras: la duración del desarrollo de fisuras muy estrechas puede ser del mismo orden que en caliza, mientras que el desarrollo de fisuras más anchas es más rápido. El desarrollo de los proto-conductos hasta galerías es mucho más rápido que en calizas. Teóricamente es posible que una galería de 2 metros de diámetro se puede formar en (mucho) menos de 1000 años.
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ENSANCHAMIENTO DE LAS GALERÍAS.
Una de las características más importante es el aumento de la disolución con una mayor velocidad del flujo. En un experimento de campo se han hecho mediciones de 2 flujos en un mismo ambiente geológico. Flujo número 1 tenía 1,36 gramos de yeso disuelto por litro y un retroceso de paredes (velocidad de disolución) de 0,22 mm por año. Flujo número 2 tenía 1,82 gramos de yeso disuelto por litro y un retroceso de paredes de 1,56 mm por año. Es notable que la velocidad de disolución del flujo 2 era 7 veces mayor, aunque su porcentaje de saturación era el más alto. La explicación es que la velocidad del flujo 2 era aproximadamente 25 veces mayor. Este experimento demuestra que puede ser que la disolución en una cueva depende más de la velocidad del flujo que del porcentaje de saturación. Lo ilustramos con un ejemplo:
Imagínese un río que se pierde en un sumidero y reaparece a cierta distancia como fuente, además supongamos que las galerías siempre están llenas de agua (galerías freáticas). Entonces la velocidad del flujo depende del diámetro de las galerías, donde (por alguna razón) las galerías son más anchas la velocidad es más lenta y viceversa. Esto quiere decir que el retroceso de las paredes (ensanchamiento) es menor en las galerías anchas y mayor en las galerías estrechas. Con otras palabras, las diferencias en tamaño tiendan a disminuir y el resultado va a ser una galería de un tamaño bastante uniforme (figura 6), algo bastante común en cuevas en yeso. De todos modos, probablemente es más frecuente que este mecanismo simplemente evita la formación de pasos más estrechos o más anchos, y que por esta razón las galerías en yeso son tan uniformes. Sin embargo, esto no quiere decir que en cuevas en yeso no puede haber salas grandes y pasos estrechos consecutivos. Por ejemplo, cuando las crecidas causadas por un aumento en nivel de base en la zona epifreática llegan a su máximo, la velocidad del flujo es mínima en toda la cueva. En este caso la cantidad de yeso que puede ser disuelto depende de la cantidad de agua presente. En las salas hay mucho más agua que en los pasos más estrechos y por lo tanto se ensanchan más.
La figura 6A muestra un río que se pierde en un sumidero y reaparece en un manantial. El flujo es mayor en las galerías más estrechas y por lo tanto también lo es la disolución. La figura 6B muestra como la disolución diferencial ha uniformado a la galería. Las flechas negras indican la velocidad de disolución y las flechas azules la velocidad del flujo.
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ADAPTACIÓN DE LAS GALERÍAS AL MÁXIMO CAUDAL DEL FLUJO.
Las crecidas en cuevas pueden ser por un aumento excepcional del caudal o por un aumento de nivel de base. En caso de crecida por un aumento excepcional de caudal, hace falta un paso estrecho que restrinja el flujo. En yesos esto no suele ocurrir por la siguiente razón: En épocas de crecida la velocidad del agua es máxima en los pasos más estrechos, lo que significa que también la disolución es máxima y estos pasos se ensancharán rápidamente hasta dejar de ser un obstáculo para el flujo. En caso de crecida por aumento de nivel de base este efecto es menos pronunciado porque solo actúa durante la crecida y decrecida. En este caso los pasos muy estrechos suelen ensancharse hasta que dejan de ser un obstáculo para el flujo, pero siguen siendo de reducidos dimensiones. Como consecuencia las crecidas o “backflooding” deben de ser muy poco frecuentes en cuevas en yeso. Si se da la vuelta a este mecanismo se puede decir que si encontramos pasos estrechos en yeso (que no son el resultado de rellenos de sedimento), la velocidad no puede haber sido grande. Otro aspecto es la siguiente: si se trata de una cueva cuyas galerías se han formado en un equilibrio con el nivel de base, ese muy probable que los niveles de los lagos freáticos coinciden con el nivel de base. La razón es que dentro de las galerías inundadas (freáticas) que conectan con los lagos no hay restringimiento en forma de pasos estrechos.
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Nota: la información acerca del ambiente y ciclo de transformación se ha cogido principalmente de “Sedimentary environments and facies” de Reading (1986) y “Karst hydrogeology and geomorphology” de Ford y Williams (2007).La información acerca de la solubilidad y la disolución se ha cogido principalmente de “The disolution and conversión of gypsum and anhydrite” y “Speleogenesis in gypsum”, ambos de Klimchouk (1996).
