Los depósitos tobáceos en aguas dulces están ampliamente representados en la Península Ibérica, la mayoría de ellos relacionados con surgencias de acuíferos carbonáticos. Una gran parte de los modelos geoquímicos de la hidroquímica de las aguas en las que se generan dichos depósitos, se basan en suponer que el agua meteórica, previamente enriquecida en CO2 por la existencia de actividad microbiológica en el suelo, fluye a través de la porosidad y de las fracturas de un acuífero de calizo. El agua resultante tiene una naturaleza bicarbonatada cálcica. El reequilibrio con la pCO2 atmosférica después de la surgencia, por agitación del agua, o por acción metabólica de microorganismos fotosintéticos, da lugar a una amplia variedad de facies de tobas calcáreas. Sin embargo, la modelización hidrogeoquímica no ha sido completamente tratada y las condiciones geológicas del entorno no han sido consideradas en sistemas tobáceos generados en zonas de infiltración, en los que el suelo presenta bajas concentraciones de CO2 o cuando la naturaleza de las aguas no son bicarbonatadas cálcicas, sino Ca-Mg-SO4-HCO3.
En este trabajo se muestran resultados hidrogeoquímicos de dos ejemplos muy importantes de sistemas tobáceos, actuales y fósiles: río Júcar (Valdeganga- Presa de la Central Hidroeléctrica del Bosque) y río Guadiana Alto (lagunas de Ruidera). Dichos resultados son comparados con otras surgencias kársticas estudiadas recientemente en áreas próximas. La naturaleza del agua del río Júcar y lagunas de Ruidera muestra unas facies hidroquímicas Ca-Mg-SO4-HCO3. Por lo tanto, la interpretación hidrogeoquímica no puede hacerse usando exclusivamente el sistema CO2–H2O– calcita, el cual por otra parte, ha sido utilizado eficazmente en estudios de tasas de precipitación en sistemas tobáceos, así como en la interpretación del registro paleoclimático de la tobas calcáreas, o en reacciones de karstificación de acuíferos calizos.
En esta revisión evaluamos la influencia en la hidroquímica de las aguas de las reacciones de dedolomitización y la disolución del yeso en acuíferos dolomítico – yesíferos, las cuales son independientes de la presión parcial de CO2, así como la cinética y sostenibilidad del proceso en términos de génesis de sistemas tobáceos. También consideramos otras reacciones dependientes de CO2, tales como la calcificación del yeso y la disolución y precipitación de calcita por mezcla de aguas. Los modelos apuntados explican la naturaleza de las aguas de los acuíferos dolomítico - yesíferos, además de su gran potencial para generar sistemas tobáceos, poniendo en cuestión el argumento de suelos con horizontes húmicos bien desarrollados, no muy comunes en áreas áridas o semi-áridas. Finalmente, examinamos los efectos sobre el grado de saturación calcita y, por lo tanto, de su influencia en la formación de tobas de la mezcla de aguas procedente de acuíferos multicapa o compartimentados temporalmente.
The calcareous tufa deposits in fresh waters are widely represented in the Iberian Peninsula, mostly related to springs from carbonate aquifers. Most studies on the geochemical modelling of the genesis of calcareous tufa consider the meteoric water percolating through the limestone aquifer is enriched in CO2 by existing microbiological activity in soil. The new equilibrium with atmospheric CO2 in springs and/or metabolic activity of microorganisms determines a rich variety of facies of calcareous tufa. The resulting water has a calcium bicarbonate nature. However, the hydrochemical modelling has not completely been addressed and the boundary conditions have not been taken into account in tufa systems in which soils present low CO2 concentrations or when the nature of waters are Ca-Mg-SO4-HCO3.
In this paper, hydrochemical results from two important examples of genesis of calcareous tufa are presented: Júcar river (Valdeganga - Presa de la Central Hidroeléctrica del Bosque) and Guadiana Alto river (Ruidera pools). These results are also compared with other kart spring waters recently studied in the area. The water nature of Júcar river and Ruidera aquifers shows clearly a Ca-Mg-SO4-HCO3 facies. The hydrochemical interpretation cannot exclusively be explained using the CO2–H2O– calcite system, which has widely been used in studies of precipitation rates and paleoclimatic records of calcareous tufa or Karstification reactions of limestone aquifers. In this review, we evaluate the dedolomitization and gypsum dissolution, which are independent of partial pressure of CO2, and kinetics and sustainability of processes in terms of genesis of tufa systems. We also consider other CO2-dependent reactions such as the calcification gypsum and dissolution and precipitation of calcite by mixing waters. This explains the nature of waters from dolomite-gypsum aquifers and also their great generator potential of tufa systems, and refuses the interpretation based exclusively on the presence of humic acid-rich soils, not very common in arid and semi-arid areas. Finally, we examine mixing waters in multi-layered or compartmentalized seasonally aquifers, which can produce waters that develop calcareous tufa.
Las tobas calcáreas, o tobas de agua dulce, presentan un gran interés científico, que deriva de su amplia distribución en los medios continentales a lo largo de los tiempos geológicos, y además porque estos materiales constituyen un importante registro de información paleoambiental y paleoecológica (Capezzuoli
El CO2 tiene un origen muy diverso y se considera fundamentalmente atmosférico y edáfico, no considerándose el generado por la oxidación de la materia orgánica dispersa en los sedimentos. En general, se considera que el agua meteórica se infiltra a través de acuíferos carbonáticos, más o menos karstificados. Su posterior surgencia en fuentes, manantiales o infiltraciones en los puntos de intersección del nivel freático con la superficie topográfica constituyen los ambientes sedimentarios más aceptados para la génesis de tobas calcáreas.
Las aguas meteóricas, aguas
La modelización de estos procesos se encuentra ampliamente recogida en la bibliografía. De acuerdo con Glynn & Plummer (
Recientemente, Brasier (
El objetivo de la presente revisión es examinar la influencia de los aspectos anteriormente expuestos y discutir otros que no suelen abordarse usualmente en la modelización hidrogeoquímica de génesis de tobas calcáreas y, sin embargo, consideramos son imprescindibles: a) la cinética diferencial de disolución – precipitación y su relación con el tiempo de permanencia del agua en el acuífero; b) el carácter limitante de la sostenibilidad de algunas de estas reacciones, ya que la necrosis de la porosidad consecuencia del balance de volúmenes molares en los procesos de disolución incongruente, puede bloquear la circulación de aguas por el acuífero; c) la importancia que en acuíferos multicapa y compartimentados puede tener la mezcla de aguas ya que modifican el índice de saturación de las fases minerales y en especial, el de la calcita en el agua de mezcla. Este proceso puede producirse a lo largo de los valles donde se generan las tobas calcáreas a partir de la mezcla del agua surgente con las aguas que circulan o están en las lagunas.
Thraikill (
Esquema general de génesis de tobas y otros carbonatos de aguas dulce (modificado de Ordóñez & García del Cura,
En la
Diagrama de equilibrio para la calcita/dolomita en función de la log
Estas aguas de infiltración enriquecida en CO2 actúan sobre los materiales carbonatados de acuífero, produciendo amplios procesos de disolución, dependiendo del tiempo de residencia y de la temperatura del agua. Cuando las aguas del acuífero surgen en fuentes y manantiales, se reequilibra con la presión atmosférica y se produce la sobresaturación en calcita de las aguas. El mecanismo de desgasificación y reequilibrio pueden ser muy variado. La desgasificación por turbulencia está fuertemente relacionada con el régimen del flujo de agua, que es función de las características geométricas y de pendiente del canal de desagüe. Por otro lado se encuentra la actuación de organismos secuestradores de CO2, con actividad fotosintética (cianofíceas) que se fijan sobre el sustrato o sobre plantas superiores (epifitas), danto texturas características que se han interpretado en relación con biofilms (Ordóñez
Para poder establecer la validez de los modelos genéticos basados en la variación de la presión de parcial de CO2,
Las Lagunas de Ruidera representan sin duda uno de los sistemas de represas tobáceas mejor conocidos de la península Ibérica. En ellas se han identificado, y datado usando edades U-Th, cuatro episodios de desarrollo de tobas, 190–250 ka AP, 90–130 ka A.P., 30–40 ka A.P. y 16 ka A.P, continuando el proceso en la actualidad, alternando, con amplios periodos de destrucción de edificios tobáceos que han rellenado de tobas detríticas el valle del Rio Guadiana, aguas arriba de la presa de Peñarroya (Ordóñez
Las Lagunas de Ruidera han sido objeto de muchos estudios tanto desde el punto de vista hidrogeológico (Niñerola & Torrens,
El acuífero principal que alimenta este sistema fluvial de las Lagunas de Ruidera está formado por dolomías y calizas del Lías inferior, con una elevada permeabilidad por conexión de poros y fisuración, con porosidades que oscilan entre 15–20%. La capacidad de almacenamiento se ha calculado en 2835 hm3, siendo el tiempo de renovación medio del agua de 28 años (Eugercios,
La única fuente de recarga del acuífero es la precipitación debido a que no existen aportes procedentes de otras cuencas hidrográficas. Las precipitaciones se infiltran en el sustrato de elevada permeabilidad del Lías por lo que existe una notable ausencia de cauces superficiales, salvo los relacionados con los manantiales y surgencias del acuífero. Los cauces fluviales sólo funcionan excepcionalmente a pocos días de grandes precipitaciones, en las que se supera la capacidad de almacenaje del acuífero.
Las Lagunas de Ruidera sufrieron en el periodo posterior a 1986 las consecuencias de una gran sequía y sobreexplotación de acuíferos, secándose algunas, e incluso dejaron de verter agua al Embalse de Peñarroya. A finales de 1995 comienza una etapa de intensas precipitaciones, lo que permite el llenado de las lagunas de forma descendente, desde las situadas en la parte alta del valle (Grande
Desde el punto de vista hidrogeológico, todo ello indica que una vez restablecido el nivel freático, los excedentes de agua manaban a lo largo y en sentido descendente del valle y, en un corto periodo de tiempo (par de meses), se restablecía el equilibrio infiltración – descarga; aspecto que sin duda se relaciona con la alta transmisividad del acuífero.
Las descargas se localizan en el contacto entre el acuífero calcítico – dolomítico y el acuitardo, definido por materiales arcillosos - yesíferos – con eflorescencias de cloruros (facies Keuper). También se puede producir allí donde la superficie topográfica corta al nivel freático, como ocurre en el fondo de las lagunas, produciéndose procesos de infiltración y descarga a lo largo del valle. Las facies Keuper afloran en forma de umbrales, lo cual compartimenta el acuífero y condiciona el flujo de agua subterránea, generando procesos de mezcla de aguas en puntos determinados.
En la
Diagrama de Piper de los sistemas de las Lagunas de Ruidera, Río Júcar y de la Sierra de Segura (recogidos en Moral
Las aguas muestreadas pueden clasificarse como sulfatadas – cálcicas – magnésicas a aguas bicarbonatadas – cálcicas – magnésicas, con un contenido apreciable en iones cloruro y sodio. Los índices de saturación, calculados con el PHREEQC (Parkhurst & Appelo,
Valores mínimos (min), máximos (max), medios (media) y desviación estándar (SD) de los elementos mayores, pH, conductividad eléctrica (σ [µs/cm]), índice de saturación (IS) y la presión parcial de CO2 (pCO2) para aguas de las lagunas, manantiales y piezómetros de las laguas de Ruidera
Cl− [ppm] | SO4 2− [ppm] | HCO3 − [ppm] | NO3 − [ppm] | Na+ [ppm] | Mg+2 [ppm] | Ca+2 [ppm] | K+ [ppm] | pH | σ [µs/cm] | IScalcita | ISdolomita | ISyeso | log pCO2 | |
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Lagunas | ||||||||||||||
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Min | 35.40 | 85.60 | 103.70 | 13.00 | 20.00 | 19.40 | 48.00 | 1.40 | 7.30 | 543.00 | −0.52 | −1.10 | −1.76 | −2.89 |
Max | 63.70 | 109.60 | 213.50 | 47.10 | 27.60 | 31.60 | 76.00 | 2.60 | 8.10 | 635.00 | 0.62 | 1.08 | −1.63 | −2.25 |
Media | 48.80 | 94.85 | 156.11 | 26.19 | 24.05 | 25.21 | 63.65 | 2.19 | 7.66 | 596.36 | 0.03 | −0.09 | −1.68 | −2.55 |
SD | 8.96 | 7.91 | 35.11 | 11.23 | 2.44 | 3.59 | 9.70 | 0.35 | 0.23 | 31.19 | 0.35 | 0.66 | 0.04 | 0.20 |
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Manantiales | ||||||||||||||
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Min | 42.50 | 85.60 | 85.40 | 3.70 | 19.00 | 20.60 | 56.00 | 1.20 | 7.30 | 510.00 | −0.55 | −1.30 | −1.73 | −2.84 |
Max | 56.60 | 110.70 | 186.00 | 47.80 | 29.00 | 25.50 | 74.00 | 2.20 | 7.80 | 764.00 | 0.05 | −0.13 | −1.63 | −2.11 |
Media | 48.95 | 94.45 | 146.90 | 36.35 | 24.52 | 22.87 | 65.00 | 1.73 | 7.50 | 615.67 | −0.18 | −0.59 | −1.66 | −2.43 |
SD | 5.20 | 8.62 | 41.38 | 16.76 | 3.43 | 1.79 | 8.07 | 0.45 | 0.20 | 99.76 | 0.21 | 0.44 | 0.04 | 0.27 |
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Piezómetros | ||||||||||||||
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Min | 42.50 | 86.40 | 152.50 | 1.20 | 17.00 | 15.80 | 68.00 | 1.60 | 7.20 | 651.00 | −0.39 | −1.06 | −1.70 | −2.81 |
Max | 169.90 | 344.00 | 305.00 | 61.10 | 92.40 | 38.90 | 136.00 | 3.30 | 8.00 | 1015.00 | 0.80 | 0.91 | −0.94 | −1.96 |
Media | 68.02 | 121.92 | 194.59 | 29.44 | 32.93 | 27.83 | 85.80 | 2.54 | 7.50 | 785.30 | 0.04 | −0.21 | −1.53 | −2.30 |
SD | 38.90 | 78.90 | 44.40 | 19.59 | 21.72 | 8.17 | 24.03 | 0.49 | 0.30 | 136.06 | 0.38 | 0.71 | 0.22 | 0.29 |
Matriz de correlación lineal entre la concentración de los elementos mayores y el pH para aguas de las lagunas, manantiales y piezómetros de las laguas de Ruidera
Cl− | SO4 2− | HCO3 − | NO3 − | Na+ | Mg+2 | Ca+2 | K+ | pH | |
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Lagunas | |||||||||
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|||||||||
C− | 1.00 | ||||||||
SO4 2− | 1.00 | ||||||||
HCO3 − | −0.68 | 1.00 | |||||||
NO3 − | −0.52 | 1.00 | |||||||
Na+ |
|
0.53 | −0.52 | 1.00 | |||||
Mg+2 | 1.00 | ||||||||
Ca+2 |
|
0.92 | −0.59 | 1.00 | |||||
K+ | 1.00 | ||||||||
pH | 0.60 | −0.56 | 0.53 | 1.00 | |||||
|
|||||||||
Manantiales | |||||||||
|
|||||||||
Cl− | 1.00 | ||||||||
SO4 2− | 1.00 | ||||||||
HCO3 − | 1.00 | ||||||||
NO3 − | -0.56 | 1.00 | |||||||
Na+ | 0.57 |
|
1.00 | ||||||
Mg+2 |
|
1.00 | |||||||
Ca+2 |
|
|
1.00 | ||||||
K+ |
|
0.55 |
|
|
0.56 | 1.00 | |||
pH |
|
|
−0.58 | 1.00 | |||||
|
|||||||||
Piezómetros | |||||||||
|
|||||||||
Cl− | 1.00 | ||||||||
SO4 2− | 1.00 | ||||||||
HCO3 − | 1.00 | ||||||||
NO3 − | 1.00 | ||||||||
Na+ | 0.96 | 1.00 | |||||||
Mg+2 | 0.51 | 0.56 | −0.53 | 1.00 | |||||
Ca+2 |
|
1.00 | |||||||
K+ |
|
|
1.00 | ||||||
pH | 1.00 |
En los tres tipos de aguas, hay agrupaciones que se repiten, como Na-Cl (asociado a las facies Keuper), y otras que cambian en los diferentes tipos de aguas. Así, los SO4 y Ca (que se asocia a la disolución del yeso/anhidrita), están agrupados en las aguas de las lagunas y piezómetros. La relación entre el HCO3, Ca y pH (disolución -precipitación de calcita) sólo se muestra en las aguas de lagunas y manantiales; en las aguas de piezómetros el HCO3 se asocia al Mg. En las aguas de piezómetros, los Mg, Ca y SO4 se agrupan poniendo de manifiesto los procesos de dedolomitización.
La interpretación de la hidroquímica de las aguas, según Eugercios (
Eugercios (
En el área entre Valdeganga y la Central Hidroeléctrica del Bosque (Presa de El Molinar) del valle del Río Júcar se han identificado grandes represas y aterrazamientos Pleistocenos, entre 239 ka y 95 ka A.P., formando edificios que se sitúan entre 20–50 m (Fernández-Fernández,
El valle del Jucar (Valdeganga - Central Hidroeléctrica del Bosque) se asienta en el sistema acuífero de la Mancha Oriental (Sanz,
Las zonas de recarga de los diferentes acuíferos se encuentran fundamentalmente asociadas a los afloramientos de los acuíferos del Jurásico medio (UH7) y Cretácico superior (UH3) de la zona N, y aguas del Rio Júcar (aguas arriba de Villargordo del Júcar), a los cursos que se infiltran en la Llanura Manchega (ríos Jardín y Lezuza) y el entorno del canal de María Cristina. La descarga en régimen no perturbado, sin extracciones para regadío, se produce a lo largo del cauce del río Júcar desde al menos Valdeganga, hasta aguas debajo de Alcalá del Júcar (central Hidroeléctrica del Bosque).
En la
Valores mínimos (min), máximos (max), medios (media) y desviación estándar (SD) de los elementos mayores, pH, conductividad eléctrica (σ [µs/cm]), índice de saturación (IS) y la presión parcial de CO2 (pCO2) para aguas muestreadas en abril y diciembre de 1998 en el río Júcar
Cl− [ppm] | SO4 2− [ppm] | HCO3 − [ppm] | Na+ [ppm] | Mg+2 [ppm] | Ca+2 [ppm] | K+ [ppm] | pH | σ [µs/cm] | IScalcita | ISdolomita | ISyeso | log pCO2 | |
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Abril 1998 | |||||||||||||
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|||||||||||||
Min | 46.30 | 46.20 | 120.00 | 18.00 | 28.50 | 33.30 | 0.60 | 8.10 | 537.00 | 0.27 | 0.90 | −2.23 | −3.42 |
Max | 91.10 | 278.40 | 183.00 | 51.90 | 60.00 | 72.90 | 4.20 | 8.50 | 908.00 | 0.73 | 1.54 | −1.29 | −2.91 |
Media | 57.49 | 185.83 | 149.41 | 25.49 | 46.03 | 55.66 | 1.38 | 8.27 | 673.10 | 0.52 | 1.23 | −1.55 | −3.17 |
SD | 13.84 | 57.27 | 20.11 | 9.87 | 8.81 | 13.12 | 1.08 | 0.11 | 91.98 | 0.14 | 0.21 | 0.26 | 0.14 |
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Diciembre 1998 | |||||||||||||
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Min | 30.80 | 30.40 | 200.00 | 20.20 | 18.50 | 32.10 | 1.20 | 7.40 | 465.00 | 0.04 | 0.08 | −2.38 | −3.08 |
Max | 83.50 | 239.10 | 300.50 | 50.60 | 60.20 | 89.20 | 4.60 | 8.30 | 1056.00 | 0.97 | 1.98 | −1.28 | −2.01 |
Media | 45.30 | 164.18 | 233.80 | 26.70 | 41.42 | 77.19 | 2.15 | 8.04 | 808.30 | 0.58 | 1.10 | −1.50 | −2.77 |
SD | 16.27 | 67.01 | 37.03 | 9.29 | 10.28 | 17.13 | 0.90 | 0.30 | 148.01 | 0.27 | 0.55 | 0.36 | 0.34 |
Matriz de correlación lineal entre la concentración de los elementos mayores y el pH para aguas muestreadas en abril y diciembre de 1998 en el río Júcar
Cl− | SO4 2− | HCO3 − | Na+ | Mg+2 | Ca+2 | K+ | pH | |
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Abril 1998 | ||||||||
|
||||||||
Cl− | 1.00 | |||||||
SO4 2− | 1.00 | |||||||
HCO3 − | 1.00 | |||||||
Na+ | 0.93 | 1.00 | ||||||
Mg+2 | 0.82 | 1.00 | ||||||
Ca+2 |
|
1.00 | ||||||
K+ |
|
0.57 | 0.91 |
|
1.00 | |||
pH | 0.53 | −0.57 |
|
1.00 | ||||
|
||||||||
Diciembre 1998 | ||||||||
|
||||||||
Cl− | 1.00 | |||||||
SO4 2− | 1.00 | |||||||
HCO3 − |
|
1.00 | ||||||
Na+ |
|
1.00 | ||||||
Mg+2 |
|
|
0.52 | 1.00 | ||||
Ca+2 | 0.88 |
|
1.00 | |||||
K+ |
|
0.55 | 0.59 |
|
0.81 | 1.00 | ||
pH | −0.50 | 1.00 |
Existen diferencias importantes en la estructura, en el grado de confinamiento y en el tiempo de permanencia del agua en el sistema acuífero que alimenta ambas formaciones tobáceas (Ruidera y Valle del Jucar). El acuífero de Ruidera es de una sola capa, compartimentado y no confinado, mientras que el acuífero del Júcar en el sector Valdeganga – C.H. de El Bosque, es multicapa y parcialmente confinado. La descarga, en las lagunas de Ruidera, se produce en el contacto entre el acuífero y el acuitardo y en el caso del Río Júcar la descarga se produce por filtraciones a lo largo de un sector del valle. Sin embargo existen fuertes analogías, en cuanto a la capacidad las aguas de ambos acuíferos para formar depositar carbonatos tobáceos y, en particular, en la hidroquímica de sus aguas, ya que en ambos casos se trata de aguas carbonatadas – sulfatadas, más sulfatadas en el caso del Río Júcar, y en ambos casos de tipo cálcico – magnésico.
Para una interpretación de la hidroquímica de los acuíferos kársticos en áreas próximas a la Cuenca del Júcar y de la Cuenca Alta del Guadiana, se ha establecido su comparación con las aguas de los macizos carbonatados de la Sierra del Segura (Moral
Moral
Como se expuso anteriormente, los modelos basados en la recarga en suelos con altas presiones parciales de CO2,
Pero estos modelos basados en el sistema H2O-CaCO3-CO2, a pesar de su fertilidad presentan una serie de limitaciones: i) no son adecuados para la modelización de la disolución incongruente de la dolomita y de la evolución de la porosidad en este tipo de reacción tan común en acuíferos dolomíticos; ii) no tienen en cuenta la cinética diferencial de disolución de los diferentes minerales presentes en acuíferos; iii) en los acuíferos comparados en esta revisión, y en los acuitardos que los definen, es común la presencia de yeso /anhidrita y sales solubles (cloruros y sulfatos) que pueden jugar un importante papel en el comportamiento hidroquímico de las aguas: y iv) no considera los procesos de mezclas de aguas de características químicas diferentes (salinidades, ΣCO2, temperatura, conductividad, TSD, etc.) y su influencia sobre el grado de saturación del sistema en calcita, en acuíferos compartimentados y parcialmente incomunicados, hecho especialmente importante durante etapas de disminución de las reservas hídricas en los mismos.
En el sentido de las limitaciones señaladas para el sistema H2O-CaCO3-CO2, para explicar las aguas que dan lugar a los depósitos de tobas calcáreas y otros depósitos continentales (espeleotemas y calcretas), Brasier (
En consecuencia, los procesos de génesis de tobas, tanto en su distribución geográfica de sus edificios y depósitos como sus tasas de sedimentación, son importantes las variaciones del CO2 a lo largo del ciclo hidrogeológico completo. Sin embargo, se pueden desarrollar manantiales y surgencias con aguas saturadas en calcita y, por lo tanto, susceptibles de formar depósitos tobáceos, bajo condiciones de desgasificación mecánica o biológica, recurriendo a modelos en los que no es necesaria la presencia en la zona de infiltración de suelos con altas presiones de CO2. La exposición y discusión de estos mecanismos que se revisan a continuación se ordena: a) la disolución incongruente de la dolomita (dedolomitización) y su análisis en términos de la
En general, se asume (Corbellá
Las dedolomias son calizas procedentes de la dedolomitización de la dolomita y se presentan a menudo como formas pseudomorficas de los cristales de dolomita, que incluso mantienen núcleos de naturaleza dolomítica. Las aguas meteóricas pueden ser causa, entre otras, de la génesis de dedolomitas. La presencia de yeso/anhidrita puede favorecer el proceso de dedolomitización, aunque no es una condición necesaria (Eugercios,
El proceso de dedolomitización tiende a disminuir la porosidad de las rocas dolomíticas, lo cual bloquearía la transmisividad del acuífero (Ayora
Por lo tanto, las surgencias procedentes de algunos acuíferos dolomíticos que posteriormente forman parte de sistemas tobáceos han experimentado una disolución incongruente pseudomórfica de la dolomita (se mantiene constante la porosidad) o bien una disolución congruente (aumenta la porosidad), pero no en una dedolomitización no pseudomórfica (necrosis de porosidad). Esta es una condición básica en términos de parámetros de transporte reactivo y, por lo tanto, de sostenibilidad del proceso de dedolomitización. La disolución congruente, como comentaremos en el siguiente apartado, puede producir un agua rica en carbonato de calcio que contribuya a la formación de tobas.
Las fases más importantes que constituyen los acuíferos dolomítico yesíferos que se han analizado son calcita, dolomita y yeso, al menos en la zonas de infiltración. Nos centraremos en el yeso en detrimento de la anhidrita, al ser la fase mas abundante y estable en aguas poco salinas (menor actividad del agua) y/o a temperaturas menores de 42 °C (Hardie,
La ecuación general de la tasa de disolución, R, se suele expresar con la siguiente ecuación:
donde
Los valores de los parámetros cinéticos para las reacciones de disolución del yeso, calicita y dolomita varían de un estudio a otro, en función de las condiciones de experimentación. A modo orientativo, las tasas de disolución presentan los siguientes valores. El yeso presenta valores de kS = 1.3·10−7 mol cm−2 s−1,
Las reacciones que se producen en este tipo de acuíferos muestran una dependencia variable con la presión parcial de CO2, tanto en si mismas como por baja disponibilidad de CO2 en el medio (la hidrogeología puede condicionar que el acuífero se comporte como un sistema cerrado al CO2).
Es importante resaltar la dependencia la
La carbonatación de sulfatos evaporíticos es un proceso diagenético especialmente interesante tanto por la extensión que puede alcanzar como por las implicaciones que tiene.
Se considera que este proceso ha conducido a la formación de volúmenes importantes de calizas diagenéticas a partir de yesos en numerosos afloramientos. Experimentalmente, Fernández-Díaz
La cinética de la disolución de las fase consideradas puede jugar un importante papel en la modelización de la hidroquímica de las aguas. Como conclusión, la
El efecto del ión común en la dedolomitización ha sido abordado por Bischoff
El modelo de reacción de balance de masas se construye teniendo en cuenta la hidroquímica del agua de Bañolas, estableciendo el proceso de dedolomitización de acuerdo con la reacción:
Según los autores, el agua de Bañolas esta subsaturada con respecto al yeso. Sin embargo el contenido en sulfatos excede el ion magnesio, por lo que plantea la ecuación de disolución del yeso:
Como la
La combinación de las tres ecuaciones nos permite escribir:
El análisis de la variación de volumen molar de la reacción es siempre negativa independiente de los coeficientes de ajuste. Si el volumen molar de dolomita, calcita y yeso son respectivamente 64.35, 36.94 y 74.31 cm3/mol (Berner,
La ecuación permite además hacer una comparación entre los datos de la hidroquímica de las aguas de tal modo que [Mg+2] = x; [HCO3 −] = 2z; [SO4 −2] = (x + y); [Ca+2] = (y + z). Las propuestas permiten señalar que la karstificación puede avanzar sin que sea necesario el aporte de CO2 del suelo. Los autores de este modelo señalan el importante papel en el incremento del CO2 en el medio, por la oxidación de la materia orgánica dispersa en las rocas.
Por último, este modelo está de acuerdo con el efecto de ion común de Brasier (
Otro proceso geoquímico que puede llegar a ser clave en aguas procedentes de acuíferos multicapa (Modelo Valle del Júcar) o acuíferos compartimentados en épocas de estiaje o sobreexplotación (Modelo de Ruidera) es la mezcla de aguas.
En dichos acuíferos, tanto unicapa y multicapa como compartimentados y que pueden llegar a desconectarse en momentos de baja del acuífero, la mezcla de aguas con distintas características fisicoquímicas puede generar aguas saturadas en calcita, que posteriormente contribuyan a la formación de sistemas tobáceos.
La solubilidad de la calcita depende de varios factores: temperatura (que tiene incidencia en la constante de equilibrio), salinidad (en los coeficientes de actividad iónicos) y la
El efecto de la salinidad (también llamado efecto de la fuerza iónica) se produce cuando dos soluciones con diferente salinidad se mezclan entre sí. La solución resultante está subsaturada en calcita como resultado de la dependencia no lineal de los coeficientes de actividad, que hace que los coeficientes de actividad decrezcan a medida que aumenta la salinidad. La saturación de una mezcla también depende del pH y
La formación de sistemas tobáceos de aguas procedentes de acuíferos calizos está estrechamente relacionada con el estado de saturación de la calcita, dependiente de la fuerza iónica, la presión parcial de CO2 y temperatura. Así, la precipitación de calcita exige índices de saturación superiores a + 0.5 y su disolución requiere índice saturación inferiores a –0.3 (White,
Las aguas generadas en acuíferos calizos, en este contexto, son bicarbonatadas cálcicas, según la nomenclatura de Piper (
Sin embargo, las aguas de los acuíferos que se estudian en este trabajo, Lagunas de Ruidera, y Río Júcar (Valdeganga – C.H. de El Bosque), son bicarbonatadas-sulfatadas cálcicas-magnésicas, con un contenido apreciable en cloruros-sódicos.
Las aguas de los acuíferos de las Lagunas de Ruidera y del Río Júcar evolucionan en un acuífero de naturaleza calcítico-dolomítico, con un acuitardo que es de naturaleza arcilloso – yesífera, con presencia de cloruros. Aunque el acuífero mas importante del valle del Jucar coincide en características litológicas con el de las Lagunas de Ruidera, existen otros acuíferos que forman parte del sistema acuífero que descarga en el valle del Jucar, que presentan dolomías (Cretácico Superior) y otros niveles de dolomías, como la Tierra Blanca de La Roda (García del Cura
Otro aspecto importante a considerar son los valores de pCO2 en la zona de recarga. Ambos acuíferos están situados en un clima templado mediterráneo de matiz continental, con precipitaciones medias inferiores a 360 mm y temperaturas medias de 13.5 °C. El tipo de suelos que se desarrollan son litosuelos, con un fuerte desarrollo de calcretas y con un horizonte húmico débilmente desarrollado, en el que no es fácil suponer la presencia de pCO2 elevadas.
En este trabajo hemos realizado consideraciones sobre las diferentes reacciones agua – roca que condicionan la hidrogeoquímica de las aguas que generan sistemas tobáceos y que pueden tener lugar en los acuíferos y/o acuitardos. Podemos destacar los siguientes procesos geoquímicos: La reacción de disolución/precipitación de calcita es la más conocida y utilizada y es la que suele considerar tanto a los procesos de disolución asociada a los procesos de karstificación y los consiguientes depósitos de espeleotemas como a la formación de tobas calcáreas. La tasa de disolución de la dolomita es de varios ordenes de magnitud menor que la de la calcita, para valores comparables del índice de saturación. Las reacciones de dedolomitización son independientes de la actividad de los iones carbonatados/bicarbonatados del agua de infiltración y la condición límite para que la reacción sea sostenible es que dicha reacción sea de reem-plazamiento pseudomórfico; en este contexto no se producirá la necrosis de la porosidad y la infiltración del agua puede continuar. Su de-sarrollo se encuentra modulado también por la cinética del crecimiento de la calcita, por lo que se puede concluir que es un proceso muy lento. La presencia de yesos activa extraordinariamente el proceso de dedolomitización. El efecto de kastificación se produce sin presencia de ácido carbónico y generando aguas fuertemente saturadas en calcita. La presencia de yesos activa extraordinaria-mente el proceso de dedolomitización, pudiendo señalarse el efecto de kastificación sin necesidad de adición de ácido carbónico y generando aguas fuertemente saturadas en calcita. La solubilidad y la tasa de disolución del yeso y/o anhidrita es de varios órdenes de magnitud superior a la de calcita y dolomita, para valores comparables de los índices de saturación. Este hecho mejora la eficiencia del proceso de dedolomitización. El factor limitante del proceso de disolución del yeso es que se alcance en la solución la saturación en calcita, proceso bastante común que se describe petrográficamente como La mezcla de aguas puede jugar un papel importante ya sea de un acuífero ocasionalmente compartimentado o de un acuífero multicapa. En este contexto, el carácter no lineal de la mezcla de aguas condiciona las aguas de los manantiales y filtraciones que tengan una alta productividad de tobas.
Por lo tanto las aguas de un acuífero cuando manan o se filtran y afloran a la superficie topográfica, pueden alcanzar su saturación en calcita y, por lo tanto, precipitar tobas de aguas dulces por muchos mecanismos, sin que sea necesario recurrir al modelo, por otra parte muy fértil, de tener suelos de alta pCO2. La modelización hidroquímica de los acuíferos de naturaleza dolomítico y dolomítico – yesífera, por otra parte muy comunes en la geología de la península Ibérica, pueden explicar en parte los abundantes depósitos tobáceos actuales y fósiles.
Este trabajo se ha realizado en el marco del proyecto CGL2011-25162 del Ministerio de Economía y Competitividad. Nos gustaría mostrar un especial agradecimiento a J.A. Gónzalez, M. Pedley y M. A. García del Cura, con los cuales hemos compartido muchas horas de campo y discusión sobre las tobas calcáreas.