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Índice

HYDROLOGIC AND HYDROCHEMICAL CHARACTERIAZATION OF THE PUNTA ALEGRE GYPSUM KARST (CUBA)	1-4
Caracterizacion geologica del karst en la porcion sur de alta Verapaz, Guatemala	4-8

Copied from: http://www.karst.edu.cn/igcp/igcp299/1994/index.htm
and Bol. Soc. Venezolana Espeleología, no. 36, dic. 2002

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HYDROLOGIC AND HYDROCHEMICAL CHARACTERIAZATION
OF THE PUNTA ALEGRE GYPSUM KARST (CUBA)

J.R.Fagundo(1), J.E.Rodriguez(2), J.de la Torre(1),
J.A.Arencibia(1), P.Forti(3)

(1)- Speleological Society of Cuba
(2)- Institute of Geography, Cuban Academy of Sciences
(3)- Italian Institute of Speleology

ABSTRACT

An hydrologic and hydrochemical characterization of the gypsum area of Punta Alegre, Ciego de Avila province, Cuba was carried out during the joint Italo-Cuban expedition in 1991. Water circulation dynamics, water chemical evolution, a nd gypsum concentration and their relationships with cloride, which comes from t he marine intrusion into the aquifer, and perhaps also from the underlying halit e deposits have been investigated. A chemical laboratory simulation, using gypsu m saturated waters with different NaCl content, was taken as reference. Subseque ntly the Punta Alegre gypsum area was subdivided into 4 geochemical zones according to water cloride concentration.

INTRODUCTION

Papers concerning geomorphology, hydrogeology, and hydrochemistry o f gypsum karst are scarce in the international literature with respect to those devoted to calcareous terrains, even in the countries of Spain, ex-USSR, USA, and Italy in where there is more field research in (CALAFORRA & BOSCH, 1989). In Cuba only a few geological reports (LUKAC, 1969; ITURRALDE-VINENT, et al., 1982) exists b ut none concerning hydrological or hydrochemical research where made where such karst involves a negligible area.

It is well known that dissolution of evaporitic minerals (gypsum and anhydrite) occurs through a process of physical dissolution in which only the molecules of the mineral and the water are involved. According to the thermodynamical low s, the dissolution of 2.41 g/l of gypsum is possible at 25 º\@DC and its solubilit y decreases at higher temperatures.

In many gypsum karsts water reaches concentrations higher than 2.0 g/l, while in carbonate karst calcium carbonate concentrations higher than 0.35 g/l are due to the influence of sulphides and chlorides (FORD & WILLIAMS, 1989). Usually, natural water shows a sulphate content, which depends on the rock type and /or the presence of some pollutants. PERCHORKIN (1986) reported calcium sulphate con centrations ranging from 0.06 g/l, up to 2.4 g/l in a Permian gypsum-anhydrite a quifer, while FORTI (1988) found contents between 2.58 and 2.7 g/l in the waters of Poiano spring, in the Triassic gypsum-anhydrite of Reggio Emilia: according to historic data, NaCl contents of this spring decreased from 15 g/l in 1862 to 3.1 g/l in 1984.

The results of the hydrologic and hydrochemical characterization carried out during the joint Italo-Cuban Expedition to the gypsum area of Punta Alegre, Cie go de Avila province, Cuba (July 1991) are here presented. Our aim is to contrib ute to improve the knowledge about the dynamics of such hydrochemical processes, as well as to compare them, in the future, with the data caming from similar en vironment in other climates.

THE GYPSUM DIAPIR OF PUNTA ALEGRE

The gyspum outcrop of Punta Alegre is the cap rock of a larger diapiritic structure present underground. It shows the classical concetric structure with the Miocene gypsum in the center and, along the border, the Olocenic colluvial cove r, which has been pierced by the uplifting diapir (CHIESI et al., 1992).

The gypsum outcrop has an extention of about 20 square kms and consists mainly of detritic aggregates of cristals of different sizes: the rock is not pure but often includes several limestone, sandstone or marl clasts and gravels.

Small relicts of the limestone cover (up to 5-10 m thick) often overlie the gypsum, thus locally hindering its dissolution.

Only scarce news in this karst area were available before the Cuban-Italian expedition of 1991 (JIMENEZ et al., 1988).

The whole gypsum area is characterized by well developed karst forms (dolines, sinkholes, karren etc.) and the deep karst consists of small vertical and hor izontal caves which often reach the groundwater level (CHIESI et al. 1992).

MATERIALS AND METHODS

During the period within July 5th and 9th, 1991, many samples of waters from wells, caves, springs, and lagoons located in and around the gypsum outcrop were collected (Fig.1), also the water of the aqueduct supplying two small towns (Maximo Gomez and Punta Alegre) were analyzed.

Some measurements (temperature, pH, electric conductivity and dissolved carbon dioxide) were made in the field (table 1). Moreover in Maximo Gomez settlement a laboratory was set up to determine the concentration of the bicarbonate, carbonate, sulphate, calcium and magnesium ions. The analytic techniques used were those recommended by MARKOWICZ & PULINA (1979) for field conditions. Na⁺ and K⁺ were determined by flame photometry.

Table 1 Hydrochemical parameters of the waters sampled during the Italo-Cuban Expedition 1991.

Samples:1. Sugar cane froth polluted cave; 2. Fresh water well; 3. Rivero Well 1; 4. Rivero Well 2; 5. Los Moya Well; 6. Heradio Ochoa Well; 7. Punta Alegresalt minewell; 8.Well close to the cementery; 9. Correa Well; 10. Brackish lagoon; 11. Rock Salt Cave; 12. Cueva del Agua Well 1; 13. Cue'va del Agua Well 2; 14.Cueva del Agua; 15.Los Corrales Well; 16. Santiago Ferrer Well; 17. Isidro Fajardo Well; 18. Salin spring 19. 'Lvlaboa Well; 20. Aqueduct intake.

NO	T(º\@DC)	pH	CE (m s/cm)	CO2	HCO3- (mg/l)	Cl-(mg/l)	SO42-(mg/l)	Ca2+(mg/l)	Mg2+ (mg/l)	Na+ (mg/l)	K+ (mg/l)	CaSO4 (mg/l)	TSS (mg/l)
1	29.0	6.40	4780	184.4	167.8	869.8	1668.0	580.0	156.0	460.0	1.2	2248	3902
2	29.0	7.20	5000	110.0	441.0	584.0	1739.5	661.6	124.2	378.8	1.2	2401	3930
3	28.0	7.70	3020	15.8	319.0	115.7	1525.4	684.0	54.0	32.7	5.9	2263	2737
4	29.0	7.40	4030	19.4	239.7	324.8	1733.8	680.0	72.0	210.5	2.0	2209	3263
5	30.5	7.10	3330	64.7	328.2	147.0	1573.9	668.0	72.0	64.4	4.3	2242	2858
6			1209			77.7
7	31.8	7.25	3560	51.9	328.2	332.3	1586.4	676.0	102.0	120.0	9.4	2262	3155
8	30.5	7.40	3250	30.1	329.4	212.3	1603.2	646.2	106.2	77.1	10.5	2249	3945
9	28.0	7.00	4560	122.1	444.1	488.5	1766.9	758.0	118.8	271.6	23.0	2525	3817
10	28.0	7.40	21000	8.8	273.3	4260.0	3360.0	1296.0	88.8	2786.2	44.5	4656	12109
11	25.0	7.00	3480	6.6	105.0	70.3	1545.6	652.8	25.2	25.5	2.3	2199	2427
12	29.0	7.60	1538	16.7	194.0	60.4	587.5	238.0	42. 0	39.3	0.4	826	1162
13	27.0	7.70	3870	22.0	256.0	232.9	1792.8	608.0	115.2	186.1	0.8	2401	3 192
14	26.0	7.90	2670	22.0	314.2	98.0	1419.8	600.0	64.8	44.4	5.1	2020	2546
15	26.0	7.20	3710	94.6	314.2	356.8	1596.0	650.0	111.6	151.8	2.0	2246	3182
16	26.0	7.35	3150	22.0	331.2	214.8	1675.2	596.0	115.2	159.2	2.3	2271	3094
17	26.5	7.40	36600	73.0	350.8	13951.5	1008.0	490.0	114.0	8842.9	51.5	1498	24809
18	29.0	7.00	26900	26.8	274.5	9052.5	1300.8	1160.0	210.0	4832.3	39.0	2461	16869
19	28.5	6.90	3260	120.8	396.5	294.7	1386.7	660.0	78.0	90.4	10.1	2047	2916
20	28.0	7.70	550	-	237.9	62.1	48.0	42.2	21.6	36.5	2.0	7	417

Waters polluted by sugar cane wastes were analyzed (see table 2) using special techniques (AA.VV., 1985).

The artificial gypsum waters, with different NaCl concentrations, were obtained by mixing solutions of natural gypsum from Punta Alegre and sea waters: the final NaCl content ranging from 25.9 g/l up to 1548 g/l (table 3).

The aggressivity of the natural samples with respect to calcite (CSR), dolomite (DSR) and gypsum (GSR) were determined by a computer algorithm (FAGUNDO et a l., 1985) based on the method proposed by BACK et al., (1966).

RESULTS AND DISCUSSION

1.HYDROLOGIC AND HYDROGEOLOGIC CHARACTERIZATION

The whole massif has an underground drainage: only one superficial small stream exists in its northeastern part and it is presently used for dumping the sug ar cane mill wastes.

Relicts of an ancient superficial water network are evident on the upper part of the massif. Due to the fragmentation and partial demolition of the carbonat e cover, the gypsum outcrops almost the whole area, thus, an accelerated dissolu tion process has occurred, as testyfied by widespread macro- and micro-forms. Th erefore rain waters rapidly percolate to the groundwater through many karst depr essions, ponors and sinkholes. Cavities originated by this process are small and their vertical development is controlled by the piezometric level.

Several superficial streams, such as the Esteron and Chambas rivers, seem to have springs originating at least partially from the gypsum area discharge.

Fig.1 Index map for the collected samples

 

Table 2 Physico-chemical parameters (mg/l ) of the sample 1
(polluted with sugar cane froth) obtained by using waste chara cterization techniques

ST- Total solids; STF- total fixed solids; STV- total volatil solids; SST- total suspended solids; SSF- fixed suspended solids; SSV- Volatil suspended solids.

Anyway most of the karst discharge is seaward, mainly through spring s below the sea, the largest of which, northward to the area, may be easily detected in the aerial photography an it is well known by the local fishermen. There are als o several seasonal springs about 10 m a.s.l., which are active during the rain periods, but their waters result normally brackish, probably due to the sea water intrusion into the aquifer (see sample B). In fact the groundwater is in dynami c contact with the sea which floods the gypsum aquifer probably trough karst gal leries.

Another source for the clorides may be the halite disperded into the gypsum formation (as it was proved for the Poiano spring in Italy (FORTI et al., 1988)) : in fact during the geological studies carried out on this area within the periods 1957-1958 and 1963-1965 (LUKAC, 1959; ITURRALDE-VINENT et al., 1982), the existence of halite beds at depths from 150 and 450 m was proven.

2.HYDROCHEMICAL CHARACTERIZATION

The physico-chemical parameters of the collected samples are listed in Tab.1 . Sample 1 corresponds to a sugar cane froth polluted cave, which was flooded due to an accidental overflow of the pipeline bringing the wastes from the sugar cane mill to an oxidizing pond in the cave surroundings. In Tab.2 a more detailed characterization of this sample is given.

All the samples were collected in the Punta Alegre gypsum area, except sample 20, which comes from the aqueduct supplying the region's settlements, whose in take is directly in the Chambas River.

According to the Table 1, the presence of six different hydrochemical faci es may be established as follow:

HCO^­₃/Ca⁺⁺: 0 samples
SO⁼₄ / Ca⁺⁺ 13 samples(1,3,5,7 ,8,9,11,12,13,14,15,16, 19)
SO⁼₄ > Cl^- / Ca⁺⁺> Na⁺ 2 samples (1, 2)
Cl^- > SO⁼₄ / Na⁺ > Ca⁺⁺ 1 samples (10 )
Cl^- / Na⁺ 2 samples (17,18)
HCO₃^- > Cl^- / Ca⁺⁺ > Na⁺ > Mg⁺⁺ : 1 sample s (20)

STIFF (1951) graphic diagrams for some of the samples are reported in Fig. 2, where they are listed on the basis of the increase of their clorine content (in meq/l). The chemical composition of sample 20 (the drinking water) is also repo rted.

The acheived data show the existence of a vertical hydrochemical evolution i nside the gypsum karst, from the surface down to the groundwater, which may be e xpressed as:

HCO₃^- / Ca⁺⁺ --> SO⁼₄ /Ca⁺⁺ --> SO⁼₄ > Cl^- / Ca⁺⁺
> Na⁺ --> Cl^- > SO⁼₄/ Na⁺ > Ca⁺⁺ --> Cl^- / Na^+.

 

Fig.2 Stiff diagrams for some of the waters collected in Punta Alegre area

 

The first (calcium-hydrocarbonate) facies corresponds to waters associated with the seepage of metheoric waters in the aereate zone of the limestones overlying the diapire: they are present mainly in the eastern part of the massif, but also, as relicts, in small areas of the central and western zones. This facies, unfortunately, could not be identified during the expedition because the dry sea son avoided the presence of water inside the small limestone caves.

The second facies correspond to waters of sulphate-calcium type. One sample of this type (n.12) is quite interesting having a very low mineralization: its salts content (TSS) was 1.16 g/l, CaSO₄ being only 0.83 g/l. The origin of this water may be referred to the interaction of carbonate waters associated to a tran sit zone with a soil reach in calcium carbonate with some gypsum: probably the well, from which this sample has been taken, is only drilled in the cover sediments formed by mixed carbonates and gypsum in which the first largely prevail.

Waters of the calcium sulphate faces are, of course, the more abundant. In m any cases, these are originated by direct infiltration in the gypsum outcrop, as it was the case for the samples 11 and 12 collected inside gypsum caves: both a re characterized by low cloride concentration (0.06 and 0.10 g/l respectively), medium to high gypsum content (2.20 and 2.02 g/l) and low total mineralization ( 2.25 g/l TSS).

Owing to the marine intrusion and perhaps also to a possible interaction with the underlying halite beds, the metheoric seeping water mixes in a different ratio with waters of higher NaCl content when reaching deeper zones of the diapir .

As a result of the ionic strenth effect, the gypsum saturated waters in th e karst aquifer, mixing with the clorine ones increase their CaSO₄ content: in f act the waters of sulfate-calcic type have Cl^-, CaSO₄, and TSS values of 0.49, 2.53 and 3.82 g/l respectively.

Waters of the sulphate-chloride-calcium-sodium facies are represented by o nl y two samples, one of which was polluted with sugar froth. Their cloride contents ranges between 0.58 and 0.87 g/l; calcium sulphate between 2.40 and 2.55 g/l and TSS of 3.90.

The chloride-sulphate-sodium-calcium type sample has 4.26 g/l of Cloride, 4.66 g/l of calcium sulphate and 12.22 g/l of TSS.

Laboratory experiments shown that distilled water is able to dissolve abou t 2.0 g/l of pure gypsum, but this quantity increases progressively reaching 7.5 g /l with the addition of 100 g/l of NaCl (FORD & WILLIAMS, 1989). Then, the solub ility decreases if more NaCl is added: this is largely consistent with our labor atory results obtained when pure gypsum from Punta Alegre deposits were dissolve d until saturation using waters with different NaCl content (see Tab.3).

In the Fig.3 the diagrams of dissolved gypsum with respect to cloride concentration for collected samples (N.2 and 12 were excluded due to their anomalous b ehaviour) and those prepared in the laboratory are presented. Both show the same trend: the higher the cloride concentration, the greater the calcium sulphate c ontents for the interval in which anionic facies SO⁼₄, SO₄⁼>Cl^- and Cl ^->SO₄⁼ are prevailing, while in the interval where cloride facies largely prevails the trend for the gypsum dissolution is either to decrease or to mantain its ratio cons tant.

 

Fig.3 Dissolved gypsum and cloride content in the Punta Alegre sampled waters
and in those prepared in the laboratory tests

 

 

Table 3 Chemical composition of the gypsum (from Punta Alegre) saturated waters
prepared in the laboratory at different NaCl concentrations

Sample	EC(uS/cm)	pH	Ionic co ncentration(mg/l)
			HCO­3	Cl-	SO4=	Ca	Mg	Na+K	CaSO 4	TSS
A	2070	6.9	45.8	25.9	1440	620	0	34	2040	2146
B	2090	7.15	45.8	34.0	1448	620	0	39.3	2108	2230
C	2160	7.2	45.8	44	1448	620	0	45.8	2108	2244
D	2160	7.2	45.8	60.7	1448	620	0	56.6	2108	2271
E	2260	7.2	45.8	96.9	1448	620	12	57.0	2108	2320
F	2280	7.4	45.8	203.8	1448	620	31	82.6	2108	2471
G	3210	7.5	45.8	376.3	1536	640	36	192.1	2176	2826
H	4550	7.5	45.8	816.5	1728	720	72	408.3	2448	3791
I	6820	7.7	152.5	1547.8
J				5000
K				10000
A-M	47900	8.1	161.7	19205.5	2928	1220	1248	10112	4148	34875

Figure 4 provides a scheme for the cloride content in the collected waters : the studied area may be subdivided into four geochemical zones controlled by the ir altitude: 1) a low Cl content (50-110 mg/l) zone associated to areas located, in general, over 50 m a.s.l.; 2) a middle Cl content (111-360 mg/l) zone, mainly related to an altitude between 50-20 m a.s.l.; 3) a high Cl content (361-1000 mg/l) zone between 20-10 m a.s.l.; and 4) a highest Cl content zone located bene ath the 10 m a.s.l.

 

Fig.4 Zonation of the Punta Alegre area with respect to the clorine content of its waters

 

 

The anomalous high chloride concentration in sample 1 must be due to pollution. The samples 3 and 11 also showed a relatively high chloride contents in rela tion to their altitude, but presently we have no explaination for their behaviou r.

In the carbonate karst the calcite dissolution process is controlled by the carbon dioxide - water - calcium carbonate equilibrium, therefore a constant ratio exists between the partial pressure of CO₂, the pH and the dissolved CaCO₃. A lthough the above equilibrium do not act directly over the gypsum dissolution process, a sufficent constant ratio between the carbon dioxide and the pH have been experimentally proved for the Punta Alegre waters: the data of Tab.1, in fact, shows that samples with higher CO₂ content (52-184 mg/l) present lower pH (6. 4- 7.4). While the lower CO₂ (6.7-7.7) corresponds to the higher pH (7.0-7.7). Anyway these two parameters are shown to have no control over the dissolved gypsum.

Finally, the very high CO₂ concentration and very low pH values of the sample 1 are due to the additional carbon dioxide, and hydrogen sulphide generated by the decomposition of the organic matter coming from the sugar cane mill:

CH₂O + O₂ ---> CO₂ + H₂O
2CH₂O + SO⁼₄ ---> S⁼ + 2CO₂ + 2H ₂O

It is important to point out that these man-induced processes accelerate the dissolution of gypsum firstly increasing the ionic strength and secondly loweri ng the sulphate ion concentration and, therefore, this kind of pollution of the karst area must be avoided.

FINAL REMARKS

Generally speaking, the waters of this region are prone to supersaturation regarding calcite and dolomite and nearby the saturation with respect to gypsum. Only sample 1 (polluted with sugar cane froth) and sample 11 (obtained from direct seepage inside the gypsum outcrop) proved to be aggressive toward calcite and dolomite. Sample 20 (aqueduct water) has a gypsum concentration relatively low. The samples 12 and 17 are those which present the lower calcium sulphate content. Finally sample 10 (brackish lagoon) shows a relatively high supersaturation value with respect to gypsum and a high NaCl content.

In conclusion all the available data confirms that in the tropical climate of Punta Alegre, the hydrochemical equilibria controlling the karst process are quickly reached and therefore the karst evolution of the area is very rapid.

It would be interesting to compare these data, which are only referred to a dry period, with other taken in the rainy season, in order to have more complete information on the hydrogeochemistry of such a karst region.

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CARACTERIZACION GEOLOGICA DEL KARST EN LA PORCION SUR
DE ALTA VERAPAZ, GUATEMALA

Luis CHIQUÍN(1) y Rudy MACHORRO(2)
Universidad de San Carlos de Guatemala. Centro Universitario del Norte CUNOR. Departamento de Geología. Cobán, Alta Verapaz. Guatemala.
(1)C. Eléct: lgchiquin@hotmail.com (2)C. Eléct: bird@intelnet.net.gt

 

RESUMEN

     Guatemala es el país que tiene la región cársica más grande de Centro América. El proceso cársico influye notablemente en el paisaje y la hidrología de aproximadamente la mitad (54,000 km2) de Guatemala. La región cársica de Alta Verapaz está compuesta de rocas carbonatadas Cretácicas, plegadas y falladas, con diferentes grados de disolución, desde karren (lapiaz), pasando por dolinas, hasta cavernas.

     La presente investigación constituye el primer intento para elaborar un modelo geológico del proceso cársico. El 80% del área está compuesta por carso tipo cónico mientras que el resto consiste de carso en torres. Se ha preparado un mapa que muestra la distribución espacial de dolinas y poljes con objeto de visualizar la naturaleza del proceso. Este mapa muestra un claro zonamiento en el grado de carsificación superficial, el cual aumenta de sur a norte. Esta variación está influenciada por la combinación de factores estructurales y litológicos. La distribución de poljes y dolinas responde principalmente a las condiciones estructurales del área. El proceso cársico superficial se ha desarrollado con mayor intensidad en zonas donde las rocas manifiestan mayor grado de plegamiento y fallamiento. La elaboración de un mapa de lineamientos y rosetas de fracturamiento documenta la presencia de dos sistemas estructurales ortogonales dominantes, N10W-N10E y N80E -N80W, y de fracturas N50-60E y N30-40W. La orientación del eje longitudinal de las dolinas y de los principales ríos es consistente con la estructura geológica. La relación de ancho a profundidad de las dolinas sugiere que el tipo genético dominante de dolina es de disolución aunque también existen ejemplos de dolinas de colapso. La formación de poljes parece estar condicionada por flexiones a lo largo del rumbo de fallas E-W. Las intersecciones de diferentes sistemas de fracturamiento ha influido notablemente la génesis y desarrollo subsecuente de dolinas. La densidad de carsificación superficial es mucho mayor en calizas que en calizas dolomíticas lo cual sugiere fuertes diferencias en la porosidad y permeabilidad primaria de estas dos unidades.

     El análisis integrado de las características geológicas, urbanas y rurales sugiere que el área es altamente vulnerable a la contaminación de diversas fuentes. La descarga de aguas residuales y de desechos industriales es una amenaza permanente y ya ha tenido un impacto en la calidad del recurso hídrico superficial y subterráneo, generando condiciones anóxicas en por lo menos un sistema acuático superficial.

 

ABSTRACT

     Guatemala is the country with the largest karstic region of Central America. The karstic process has a strong influence in the landscape and hydrology of about half (54,000 km2) of Guatemala. The karstic region of Alta Verapaz is composed by faulted and folded Cretaceous carbonate rocks with different degrees of solution, ranging from karren (lapiaz), through sinkholes, to caves.

     The present study is the first attempt to prepare a geologic model of the karstic process. About 80% of the area is composed by cone karst whereas the remainder consists of tower karst. We have prepared a map showing the spatial distribution of dolines and poljes trying to visualize the nature of the process. This map shows clear zoning in the degree of surface karstification, which increases from south to north. This variation is influenced by a combination of structural and lithological factors. The distribution of poljes and dolines is controlled primarily by the structural conditions of the area. The surface karstic process has developed with greater intensity in zones where folding and faulting is more developed. A lineament map and rose fractures document the presence of two main orthogonal structural systems, N10W-N10E and N80E-N80W, plus fractures trending N50-60E and N30-40W. The orientation of the longitudinal axis of dolines and of the main rivers is consistent with the geological structure. The width/depth ratio of the dolines suggests that the dominant genetic type is solution although there are examples of collapse. Polje formation appears to be related to deflections along strike of faults trending E-W. The intersection of different fracture systems has played a major role in the genesis and subsequent development of dolines. Doline density is much greater in limestone than in dolomitic limestone suggesting strong differences in the primary porosity and permeability of these two units.

     The integrated analysis of the geological, urban, and rural characteristics indicates that the area is highly vulnerable to pollution from different sources. The dumping of sewage and industrial waste is a permanent hazard and it has already had an impact in water quality, surface and groundwater, giving rise to anoxic conditions in at least one aquatic system.

 

INTRODUCCION

     El carso es un proceso geomórfico e hidrológico importante que afecta a casi la mitad de Guatemala. Esto se debe a la presencia de clima tropical y a que aproximadamente la mitad del país está compuesto de rocas con fuerte potencial cársico tal como calizas y yeso (Fig. 1). El proceso cársico se ha discutido a nivel de Centro América y el Caribe por Gardner y otros (1987). Este estudio enfatiza la caracterización geomórfica del carso en Puerto Rico, Jamaica, Costa Rica y Yucatán. Cuba ha sido uno de los primeros países latinoamericanos donde se han formulado simulaciones matemáticas del desarrollo del proceso cársico (Molerio, 1998). Miller (1987) estudió el carso cónico de Belice y un área pequeña del oriente de Guatemala con particular énfasis en las estructuras de colapso concluyendo que el desarrollo del proceso parece haber estado influenciado principalmente por la disminución en densidad de redes fluviales. Day (1987) también llevó a cabo estudios sobre el carso de Belice los cuales están enfocados al análisis de pendientes, erosión e hidrología. En base a exploraciones recientes Miller y Alvarez (2,000) reportan el hallazgo de lo que podría ser la caverna más grande de
Centro América, denominada Chiquibul, en la frontera de Belice con Guatemala (Fig. 1). Este artículo constituye el primer intento por desarrollar un modelo geológico sobre el proceso cársico en el cuadrángulo Cobán del Departamento de Alta Verapaz ubicado en la porción central de Guatemala. Los resultados que se incluyen en este artículo forman parte de la tesis de Ingeniería del primer autor.

 

MATERIALES Y METODOS

Revisión de estudios geológicos previos

     Se hizo una revisión de los estudios geológicos regionales dentro de los cuales se ubica el área de Alta Verapaz. Sapper (1901) fue uno de los primeros en realizar las observaciones geológicas de las rocas que afloran en Alta Verapaz. Sapper (1901) diferenció calizas y dolomías de la Formación Cobán de areniscas y lutitas de la Formación Sepur. Posteriormente, Walper (1960) y Paulsen (1976) llevaron a cabo los primeros estudios de campo. La Figura 2 representa las principales observaciones de Paulsen (1976) para el cuadrángulo de Cobán .

     Las rocas más antiguas del área, afloran en la esquina SW del cuadrángulo. Consisten de unidades Pérmicas compuestas de lutitas intercaladas con calizas (Formación Tactic) y calizas arrecifales con dolomía (Formación Chochal). Capas rojas Jurásicas, principalmente conglomerados y areniscas (Formación Todos Santos), subyacen discordantemente las unidades Pérmicas. Rocas carbonatadas Cretácicas, con un espesor aproximado de 2200m, forma la mayor parte del área, aproximadamente 85%. La secuencia carbonatada puede subdividirse en cuatro unidades cartografiables en base a litofacies y biofacies (Paulsen y Koch, 1980): a) Formación Cobán Inferior (Aptiano-Albiano), dolomia, caliza dolomítica brechada; 300 a 900m de espesor, b) Formación Cobán Superior (Albiano-Cenomaniano), caliza con foraminíferos; 0 a 250m de espesor, c) Formación Campur (Cenomaniano-Maestrichtiano), caliza detrítica alcanzado hasta 800m de espesor, y d) Formación Sepur (Maestrichtiano), consiste principalmente de lutitas y areniscas de grano fino. Tal y como se discutirá más adelante, de todas las unidades litológicas del área, esta secuencia carbonatada es la más importante para describir e interpretar el proceso cársico.

Análisis Estructural

     La Figura 3 muestra las principales estructuras geológicas que se han identificado en el cuadrángulo Cobán. Basado en geología regional e intuición se puede elaborar el siguiente modelo hipotético. El área parece haber sido afectada por lo menos por dos eventos tectónicos. El primer evento está caracterizado por fallas de desplazamiento de rumbo sinistral con la zona de falla de Cobán y la zona de falla de Chilax siendo las principales. Los principales centros urbanos se localizan en valles aluviales que parecen representar cuencas “pull-apart”. Estos valles se han interpretado como poljes y se ubican en las zonas de menor esfuerzo, donde las fallas presentan deflexiones a rumbo. Los anticlinales y sinclinales identificados por Walper (1960) parecen representar zonas transpresionales cuyos ejes se localizan a 30º con respecto a las principales zonas de falla. Como resultado de este evento transpresional también se formaron fallas dextrales que se ubican a 60º con respecto a la falla sinistral. El evento más reciente está caracterizado por fallas extensionales de rumbo norte-sur y fracturas N30-40W.

     Se midió la orientación de 588 fracturas con objeto de determinar cuales son las orientaciones dominantes (Fig. 4). La Figura 4A permite establecer la presencia de cuatro sistemas de fracturas bien desarrollados: a) fracturas E-W, b) fracturas N50-60E relacionadas a fallamiento de rumbo, c) fracturas extensionales N-S, y d) fracturas N30-40W. Se midieron lineamientos de dolinas y segmentos rectos de ríos los cuales se muestran en la roseta de lineamientos (Fig. 4B). La comparación de ambas rosetas permite inferir que ha existido un desarrollo dominante de dolinas a lo largo los cuatro sistemas de fracturamiento.

 

Reconocimiento de estructuras cársicas

     Las rocas carbonatadas presentan diferentes grados de disolución, desde karren (lapiaz), pasando por dolinas, hasta cavernas. Cerca del 80% del área presenta carso tipo cónico mientras que el resto consiste de carso en torres. Con objeto de visualizar el proceso cársico se preparó un mapa (Fig. 5) que muestra la distribución espacial de dolinas y los principales ríos del área. Es notoria la baja densidad de drenaje de la red fluvial en las regiones donde incrementa la densidad de carsificación superficial. Se aprecia la presencia de ponors en la parte sur del Río Mestelá y al suroeste del Río Tzunutz. Este mapa permite la identificación de aproximadamente 737 dolinas lo que proporciona una densidad global para toda el área de 1.47 dolinas/km2. Para cuantificar la distribución espacial de las dolinas se preparó un mapa de densidad (Fig. 6). Este mapa muestra el número de dolinas cada 4 km2. La distribución de densidades se llevó a cabo con interpolación mediante kriging. Es clara la concentración de dolinas en la parte central y norte del área. También resulta evidente el control que las estructuras E-W tienen en la distribución de dolinas de la parte norte. El anticlinal de la parte central, cuyo eje está orientado N15E, parece influir en la concentración de dolinas.

 

     Las Figuras 5 y 6 muestran que la densidad de carsificación aumenta notablemente de sur a norte. Esto puede explicarse por la combinación de factores estructurales y litológicos. La densidad de fracturamiento aumenta notablemente al norte de la zona de falla de Chilax. También se observa que las capas rojas Jurásicas, de nulo potencial cársico, que ocurren al sur de la falla están casi ausentes al norte con excepción de un afloramiento. En la parte central del área es notoria la alineación de dolinas con orientación N-S lo cual está controlado por las fracturas extensionales del mismo rumbo. Cerca del borde norte se observa un cambio en la orientación del eje longitudinal de las dolinas, de N-S a E-W, lo que sugiere que las fracturas con esta última orientación influyen notablemente en el desarrollo de las dolinas. También es evidente la influencia de fracturas N45E en el desarrollo de dolinas en la porción oriental del área. La intersección de fracturas ha provocado que las dimensiones de las dolinas, unificadas en uvalas, sea hasta de 3km de largo. La densidad de carsificación es variable dentro de las diferentes unidades litológicas, con un desarrollo más intenso en la Formación Cobán Superior (Fig. 7). Es evidente el control estratigráfico en la intensidad del desarrollo del proceso cársico. Esto sugiere que de las tres unidades carbonatadas presentes en el área, posiblemente la Formación Cobán Superior tiene mayor porosidad y permeabilidad primaria.

     Se ha propuesto desde hace mucho tiempo (Cvijic, 1893) que los dos mecanismos dominantes en la formación de dolinas son la disolución y el colapso. Una relación general de ancho a profundidad de 1:3.5 se utiliza normalmente (Jennings, 1971) para diferenciar entre dolinas de solución y de colapso. La Tabla I muestra un resumen estadístico de la longitud, ancho y profundidad de las dolinas. Las dolinas de colapso generalmente tienen paredes pronunciadas y son más profundas que anchas. El análisis de 350 dolinas utilizando la relación de ancho a profundidad antes mencionada sugiere que el mecanismo genético dominante es de disolución.

Tabla I. Resumen estadístico de dolinas.n = 350 nivel de confidencia 95%

Variable	Media	Mediana	Mínimo	Máximo
Largo	267.4	186.6	11.7	3095.1	286.7
Ancho	141.9	101.1	32.7	1923.8	163.9
Profundidad	24	20	20	150	12.96
Ancho / profundidad	6.03	4.75	1.64	100	6.47

Largo, ancho, y profundidad en metros. ^{= desviacion estandar}

 

 

Figura 7. Diagrama de barras que ilustra el número de dolinas para cada unidad carbonatada Cretácica del área.

 

 

 

Consideraciones geoambientales

     Esta sección describe algunos aspectos geoambientales que ocurren dentro del entorno cársico del área. Se ha identificado la presencia de depósitos estratoligados de Pb-Zn (Ag) en la secuencia carbonatada Pérmica y Cretácica. Algunos de estos prospectos se presentan en la esquina SW del área (Fig. 8). No ha existido desarrollo minero significativo dentro del cuadrángulo de Cobán por lo que el impacto por actividades antropogénicas relacionado con actividades mineras se podría considerar casi nulo. Sin embargo, aún está pendiente de analizarse el impacto potencial natural de estos prospectos en el recurso hídrico de la zona. Dentro de este mismo sector se encuentra la Laguna Chichoj la cual ha sido severamente afectada por la descarga de aguas residuales provenientes de San Cristóbal. La laguna es un cuerpo acuático somero con una profundidad máxima de 22m. La línea a trazos muestra la extensión inicial de la laguna, la cual se ha reducido aproximadamente un 65%. Un monitoreo efectuado entre agosto de 1991 y septiembre de 1992 (Mouriño y otros, 1994) muestra que la laguna presenta condiciones anóxicas por debajo de los 4m de profundidad durante todo el año (Fig. 9).

 

RESULTADOS Y DISCUSION

     Este trabajo ha presentado un modelo geológico que consiste en la primera aproximación para explicar el desarrollo del proceso cársico de la zona. Los resultados del presente estudio sugieren que el desarrollo del proceso cársico tiene un fuerte control estratigráfico y estructural. La densidad de dolinas es mucho mayor en la Formación Cobán Superior. Esto sugiere que el contenido de dolomita en la Formación Cobán Inferior posiblemente disminuye su potencial cársico. El carácter clástico de la Formación Campur no parece haber favorecido el desarrollo de cavidades con la misma intensidad que se han presentado en la Formación Cobán Superior. Las ideas presentadas en relación con la evolución estructural son altamente especulativas y sujetas a modificación. El modelo estructural temporal se propone en base a geología regional y a que la Falla de Polochic, una falla sinistral de orientación E-W, aflora a 10km al sur del área. Esto se tomó en consideración para interpretar que la zona de falla de Cobán y la zona de falla de Chilax son del mismo tipo genético a la del Polochic. Se observa una mayor densidad de fracturamiento y mayor intensidad de plegamiento en la Formación Cobán Superior lo que ha incidido en un desarrollo más intenso del proceso cársico.

 

Figura 9. Variación del oxígeno disuelto con la profundidad en la Laguna Chichoj.

 

CONCLUSIONES

 

REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

Cvijic, J. (1893): Das Karstphaenomen. Versuch einer morphologischen Monographie. Geog. Abhandl., Wien 5 (3), 218-329.

Day, M. (1987): Slope form, Erosion, and Hydrology in some Belizean Karst Depressions. Earth Surface Processes and Landforms., No. 12, 497-505.

Gardner, T. W. Back. T. Bullard. P. Hare. R. Kesel. D. Lowe. C. Menges. S. Mora. F. Pazzagalia. I. Sasowsky. J. Troester. and S. Wells. (1987): Central America and the Caribbean, in Graf, W.L., ed., Geomorphic systems of North America: Boulder, Colorado, Geological Society of America, Centennial Special Volume 2, 343-401.

Jennings, J. (1971): Karst: An Introduction to Systematic Geomorphology. London, The M.I.T. Press., v.7, 252p.

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Molerio, L. (1998): Mathematical simulation of karst development, in Johnson, A., and Fernández-Jáuregui, C., eds, Hydrology in the Humid Tropic Environment: England, International Association of Hydrologycal Sciences Publication No. 253, 315-325.

Mouriño, C. M. Basterrechea. S. Molina. M. De Zepeda. Y. De Juarez. E. Aguilar. B. Oliva. P. Castellanos. R. Palacios. Palma. J. (1994): Calidad de Agua y Nivel Trófico de la Laguna Chichoj, Alta Verapaz, Guatemala: Guatemala, Dirección de Energía Nuclear de Guatemala., Ciencia y Tecnología Nuclear, V. 1, 32-42.

Paulsen, S. (1976): Mapa Geológico 1:50,000 del Cuadrángulo Cobán. Instituto Geográfico de Guatemala.

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Sapper, K. (1901): Die Alta Verapaz, eine Landeskundliche. Mitt. Geogr. Ges., No. 17, 78-224.

Walper, J. (1960): Geology of Cobán-Purulhá Area, Alta Verapaz, Guatemala. Bulletin of the American Association of Petroleum Geologists., No. 44, 1273-1316.

Weyl, R. (1980): Geology of Central America: Berlin, Gebruder Borntraeger. 371p.