SOBRE LA FORMACIÓN DE UN MACROGOUR Y LA DEPOSITACIÓN DE LIMO VADOSO EN LA CAVERNA DE JUXTLAHUACA, GRO. NOTA CIENTÍFICA

Trabajo recibido el 27 de octubre de 1980 y aceptado para su publicación el 26 de agosto de 1981.

RESUMEN

INTRODUCCIÓN

La palabra Karst deriva del eslavo Krs o del Servo-Croata Kras y significa fractura en caliza. Ha sido así utilizada en el lenguaje internacional de tal manera que se ha hecho extensiva e imprecisa, para concretar su significación se le puede describir como terreno con características distintivas de relieve y drenaje, derivados originalmente de un alto grado de disolución de la roca por aguas naturales; este terreno puede encontrarse en cualquier lugar (Llopis, 1970; Jennings, 1971; Sweeting, 1972; Bögli, 1980). La disolución opera en más de una forma para producir el karst, pero es un hecho que el efecto más importante es la ampliación de la cavidad existente en la roca, esto trae por consiguiente el incremento continuo de la permeabilidad, resultando por ello el aumento de la velocidad de transmisión de grandes cantidades de agua, las que producen el desarrollo de un drenaje subterráneo y la interrupción de los sistemas hidrológicos superficiales. Al efectuarse la ampliación de la cavidad en la roca por la disolución, la formación de cavernas y simas es más frecuente y de mayor tamaño en el karst que en cualquier otro tipo de terreno.

Las rocas más afectadas por la disolución son las rocas carbonatadas, en particular las calizas debido a aguas naturales de origen meteórico. Esta disolución produce una topografía asociada a todas las clases de rocas carbonatadas ocupando un segundo lugar las dolomias que presentan, después de las calizas el siguiente tipo de roca más extenso que da lugar al karst. Sin embargo, además de las rocas carbonatadas, las evaporitas también pueden inducir al karst en climas áridos (Jennings, 1971; Bögli, 1980). En climas muy húmedos y tropicales se desarrollan algunas características del karst en rocas poco solubles, como en diorita (Feininger, 1969), aunque estas características también se conocen como pseudocarst, llamándose el proceso de disolución Silikatkrren el cual aún no es bien conocido; asimismo, en estas condiciones el karst también puede desarrollarse en cuarcitas (Bögli, 1980).

En México el desarrollo del karst ha sido poco estudiado, tanto con finalidad científica como en explotación en yacimientos minerales (Zuffardi, 1976) o recursos hidrológicos (Thrailkill, 1968). Existen algunos estudios formales del karst de carácter geológico en el país (Bonet, 1971) y otros referentes al estudio de organismos en cavernas (Villa, 1966). Sociedades espeleológicas extranjeras, como la "National Speleological Society" y la "Association for Mexican Caves Studies entre las principales, han realizado una intensa exploración deportiva aplicada tanto a la geología como a la biología en el karst mexicano, publicando una gran cantidad de información al respecto.

Las formas cársticas en el país pueden corresponder a una doceava parte de las rocas expuestas, representando más de 100,000 entre cavernas, simas, dolinas, uvalas, poljes, drenajes subterráneos y otras formas cársticas; por lo que es indispensable un estudio sistemático del karst, el cual puede desglosarse en un sinnúro de aplicaciones de acuerdo a múltiples actividades científicas, tanto en investigación como en aplicación de los recursos naturales del país.

El presente estudio tiene como objetivo contribuir al conocimiento del desarrollo de formas cársticas como lo es una caverna y los lagos subterráneos desarrollados en el interior de la misma, los que reciben el nombre de gours o rimstone dams (Gary, 1972) en espeleología. Desafortunadamente, no existe algún estudio científico de una forma semejante a la de un lago subterráneo en el país, por lo que las ciencias de la geología y de la hidrología encuentran un campo absolutamente nuevo.

Esta investigación se efectuó en la caverna de Juxtlahuaca, Mpo. de Quechultenango, Gro. y en el gour ubicado en la Sala de Armas llamado Lago de la jarra Colorada, al cual en esta investigación se le da el nombre de macrogour por sus grandes dimensiones (Llopis, 1970). Respecto a gours, el más grande que se conoce es el de este estudio, sin embargo se tiene referencia de otros como el que existe en la caverna de Tzontecomonoc, Mpo. de Tequila, Orizaba, Ver. No obstante existen gours en un gran número de cavernas, como los que aparecen en las cavernas de Cacahuamilpa, Carlos Pacheco y en los ríos San Jerónimo y Chontacoatlán en Cacahuamilpa, Gro. y los que se han desarrollado en las simas de la Calavera, el Nogal y otros en la meseta de San Juan, Qro. El estudio del karst en cualquiera de sus formas, particularmente en este caso, la de un macrogour en el interior de una caverna, aporta nuevas contribuciones. La formación del macrogour y sobre todo, los sedimentos calcoarenosos que en él se depositan, arrojan algunos datos sobre particularidades en sedimentología, como son los transporte y depósito del limo vadoso y la formación de la "arena de calcita".

La caverna de Juxtlahuaca se desarrolló en calizas cretácicas de la Sierra Madre del Sur, en la región cárstica del mismo nombre (Fig. 1). Estas calizas corresponden a la Formación Morelos (Cretácico Superior) y a la Formación Xochicalco (Cretácico Inferior) descritas por Fries (1960). La mayor parte de la caverna se ha desarrollado en la Formación Xochicalco, donde la disolución ha construido cámaras y galerías de grandes dimensiones, mientras que las desarrolladas en la Formación Morelos son más pequeñas, y únicamente se encuentran en las porciones cercanas a la superficie. Esto se debe a que los estratos de la caliza Xochicalco son delgados y además, están interestratificados con horizontes de pedernal mientras que los de la caliza Morelos son más bien gruesos. El contacto entre ambas formaciones se observó en el interior de la caverna, no obstante que en buena parte de la misma las paredes están cubiertas con travertino.

Según la clasificación de los sistemas hidrogeológicos definidos por White (1969 en Jennings, 1971) se considera que la caverna de Juxtlahuaca. junto con el Río Tejomajapa, que se localiza en sus inmediaciones (Fig. 1) y con los sistemas de fracturas que abastecen de agua la caverna, constituyen conjuntamente un sistema hidrogeológico cárstico. Este sistema se localiza en los flancos sudoriental y en noroccidental de un pliegue anticlinal cuya orientación es NW 45° SE, y se ha desarrollado a lo largo de una fractura vertical, orientada oblicuamente al eje de la estructura. En la mayoría de las galerías y bóvedas de la caverna puede observarse la orientación en inclinación de los estratos de caliza, los cuales tienen un rumbo N 45° W y buzamiento de 35° al NE. No obstante, también se encuentran estratos con buzamiento contrario, es decir su inclinación es 35° hacia el SW, los cuales constituyen el techo y las paredes de las cámaras en la porción central de la caverna, donde la Formación Xochicalco está expuesta. En esta porción, también se encuentran pliegues de arrastre en la misma formación, desarrollados paralelamente al pliegue de la estructura principal.

Este estudio se levó a cabo con equipo de campo para prospección geológica consistente en brújulas digitales, altímetros barométricos, telémetros y demás material accesorios, así como equipo de laboratorio de sedimentología para analizar las muestras colectadas, siguiendo la metodología de Folk (1974). Asimismo se empleó un microscopio estereoscópico para la observación de las arenas y de las muestras de roca. El material arcilloso fue estudiado por medio del microscopio electrónico de barrido del Instituto de Ciencias del Mar y Limnología. La observación de las arcillas en el microscopio electrónico fue con el método sugerido por Beutelspacher y Van Der Marel (1968). Los parámetros físico-químicos fueron determinados in situ por medio de un medidor de pH, un salinómetro y un oxímetro.

Fig. 1. Mapa de localización de la caverna de Juxtlahuaca en las cercanías de Colotlipa, Mpo. de Quechultenango, Gro.

El drenaje del agua en la tierra puede considerarse como una serie de transferencias en distintos lugares. Estas transferencias son de acumulación con diferente duración y de flujo continuo o intermitente. Por ejemplo, la acumulación del agua puede ocurrir en lagos y su transferencia en el flujo de un río; la acumulación del agua en el subsuelo ocurre en cavernas y su transferencia se efectúa por corrientes subterráneas las que pueden producir manantiales o resurgencias que alimentan a los ríos.

Según Ford y Gullingford (1976) en la descripción histórica de una caverna, la fase más difícil de identificar es la inicial, todo lo ocurrido subsecuentemente será el desarrollo de la misma. En la práctica es complejo o arduo separar las diferentes fases del desarrollo de una caverna, por lo que las hipótesis son consideradas en base a factores supuestos comúnmente como evidencias que se encuentran en el sistema estudiado. Generalmente la fase inicial en la formación de una caverna comienza con una red de pequeñas aberturas, distribuidas irregularmente, las que constituyen cursos de disolución. En tal estructura algunos canales podrán ofrecer una red preferencial al agua para fluir en una determinada dirección. En rocas solubles esto inducirá a una mayor descarga, comparada con aquélla efectuada a lo largo de rutas menos favorecidas y en un tiempo dado, las fisuras que conducen mayor cantidad de agua sufrirán mayor disolución, asimismo la intercepción de éstas con el nivel freático intervendrá en la formación y ampliación de las cámaras y en su interconexión para formar las galerías subterránea.

La caverna de Juxtlahuaca (Fig. 1) se encuentra ubicada a 59 km al suroeste de la Ciudad de Chilpancingo, Gro., y a 5 km al noroeste del poblado de Colotlipa, Gro. Esta canverna constituye en sí, un sistema hidrogeológico cárstico, el cual se abastece con aguas freáticas del subsuelo, y además, con aguas meteóricas en la época de lluvias por filtración. Dada su evolución actual esta caverna se ha formado en dos zonas del subsuelo: la parte inactiva de la caverna está sobre el nivel freático de la región, es decir en la zona vadosa, donde las galerías poseen un gran número de estalactitas y estalagmitas formadas por la percolación del agua, la cual disuelve a las calizas y precipita el carbonato de calcio. Estas formas no contribuyen a la ampliación de las salas sino que reducen su tamaño constituyendo obstáculos en el sistema. La parte activa de la caverna está desarrollada en el nivel freático, o por debajo del mismo caracterizándose esta zona por la formación de gours en salas de poca altura y gran amplitud, con menor proporción de estalagmitas y estalactitas.

Juxtlahuaca posee un macrogour en la parte activa de la caverna (Fig. 2), el cual tiene una longitud de 100 m aproximadamente y de ancho variable, de 2 m a 25 m. El macrogour en su extremo oriental tiene una cortina de 40 cm de altura y su espesor es variable, de 20 a 50 m. Lo superficie de la cortina es áspera y porosa, con microgours desarrollados en su dorso (Fig. 4), y en la parte que da al vaso tiene cornisas de carbonato de calcio, lo cual indica que el nivel del agua ha fluctuado en el macrogour. En la porción central del macrogour existe un depósito de arena (Tabla 1), cuyos granos están formados por pequeñas aglomeraciones de cristales de calcita. Hacia el borde sudoriental se encuentra la parte más profunda del lago, cuyo fondo sigue una pendiente suave hacia este punto. En este lugar, la pared del macrogour está cortada por una fractura cuya dirección es NE-SW y que atraviesa toda la bóveda; además la parte más profunda del lago coincide con la continuación de la fractura. No obstante, esto se infiere, ya que en este lugar existe una importante acumulación de terra-rossa, la cual alcanza un espesor de 60 cm aproximadamente.

La cámara que guarda el macrogour tiene las mismas dimensiones que éste, y lo divide por medio de una estructura estalagmítica, en un pasaje lineal y en una bóveda más amplia de forma oval en la porción oriental del mismo (Fig. 2). El macrogour tiene diferentes tipos de márgenes: en el extremo occidental, la margen está formada por travertino y es de pendiente moderada; en la porción central, en la margen sur (Fig. 3), la constituye la pared de la cámara tiene una superficie áspera, debido a la cristalización de calcita, mientras que la margen norte está formada por cascadas, estalagtitas, estalagmitas y microgours, además, en esta porción existe un depósito de arena fina de color crema, que descansa sobre el fondo del vaso del macrogour y cuando el nivel del agua es más bajo, constituye playas con rizaduras de oleaje, que son producidos por el paso de la gente que visita la caverna (Fig. 5); la última, tiene una pendiente que varia de 300 a 45° y está ubicada en la cámara oriental del macrogour, la cual está formada por travertino y tiene una superficie muy áspera por cristalización de carbonato de calcio sobre su superficie; el resto de las márgenes del macrogour coinciden con las paredes de la cámara que lo contiene, las cuales poseen una cristalización de calcita de color naranja sobre su superficie, al igual que todas las paredes de la cámara del macrogour. La altura promedio de las cámaras es de 3 metros, siendo el mínimo 1.80 m y el máximo mayor a 5 m en su porción central, donde se localiza el conjunto de estalagmita "El órgano".

Fig. 2. Mapa de desarrollo subterráneo de la Caverna de Juxtlahuaca y la ubicación del macrogour en su interior.

Fig. 3. Mapa de contorno del macrogour indicando la ubicación de los lugares muestreados, principales características morfológicas y diferenciación de sedimentos.

Calcita flotante y limo calcítico. En el macrogour de Juxtlahuaca hay circulación intermitente debido a que en épocas de lluvias es efectiva la circulación del agua en la caverna. En épocas de sequía el agua se estanca durante varios meses y forma cortezas flotantes de, carbonato de calcio, llamadas también calcita flotante de acuerdo a Llopis (1970), Jennings (1971) y Bögli (1980). Esas cortezas dan el aspecto de "natas" translúcidas que flotan sobre el agua las cuales a la menor agitación caen al fondo donde se disgregan formando arena fina de calcita la que posteriormente sufren un proceso de cementación formando una cubierta de carbonato de calcio y arcilla sobre el fondo del macrogour. Los bordes del macrogour para este caso, constituyen una zona de atracción para la calcita flotante que no se hunde por agitación, la cual se adhiere a las paredes del vaso formando aglomeraciones de cristales de carbonato de calcio que se han fijado con las variaciones del nivel del agua (Fig. 5). Estas aglomeraciones otorgan una superficie sumamente áspera a las paredes de la cámara del macrogour sobre las cuales se ha depositado esta calcita flotante, ya que durante la época de lluvias el nivel del agua del macrogour sube hasta el techo de la cámara inundándola por completo y favoreciendo de esta manera, la formación de cornisas de calcita sobre las paredes. Sin embargo, cuando la calcita flotante cae al fondo del macrogour antes de cementarse se mezcla con otros fragmentos que no provienen del mismo origen, ya que son aglutinados y drusas de diminutos cristales de calcita que han sido transportados en suspensión por el agua que alimenta al macrogour. Estos fragmentos están constituidos por cristales de limo calcitico o limo vadoso (Dunham, 1969), y constituyen un sedimento propio del macrogour de Juxtlahuaca, el cual está formado en su mayor parte por partículas del tamaño de arena fina constituidas por aglutinaciones, drusas y lodo, que mineralógicamente son calita. Este tipo de sedimento, lleva el nombre de "arena de calcita", el, cual fue propuesto de una manera informal por Llopis (1970). Este estudio trata de definir la constitución de este sedimento, que es propio de un ambiente subacuático cárstico.

TABLA 1. ANÁLISIS GRANULOMÉTRICO DE LAS MUESTRAS DE SEDIMENTOS DEL FONDO DEL MACGROGOUR

Fig. 4. La playa con "arena de calcita" la cual ocurre en mayor concentración en la parte estrecha y de menor profundidad del vaso del macrogour. El espesor de la "arena de calcita en este sitio es mayor de 30 Las rizaduras formadas sobre la arena son causadas por el oleaje que produce la gente al pasar por este sitio. Fotos: Víctor M. Díaz-García.

La caverna de Juxtlahuaca está desarrollada en rocas carbonatadas del Cretácico Inferior, a favor de un sistema de diaclasas verticales orientadas NW-SE y NE SW respectivamente. Las diaclasas son conductos de aguas meteóricas que llevan a cabo la disolución de la esta actividad en la intercepcaliza, intensificándose invitación con el nivel freático del subsuelo. En esta intercepción las diaclasas se amplían considerablemente al producirse el colapsamiento de sus paredes por la disolución. En Juxtlahuaca el desarrollo más importante de la caverna es a lo largo de una fractura vertical orientada NW-SE, mientras que los pasajes menores están construidos en las fracturas de orientación NESW. Estas fracturas se desarrollan hasta la superficie del terreno, la que ahora está cubierta por suelo, no obstante, la infiltración se sigue llevando a cabo, sobre todo cuando la vegetación comienza a decaer al término de la época de lluvias, ya que el follaje exuberante impide una transferencia adecuada del agua meteórica al subsuelo. Asimismo, el nivel freático del área contribuyó a ampliar la cavidad formada por disolución en la intercepción con la fractura principal, construyendo de esta manera las bóvedas y galerías del sistema hidrogeológico (Ritter, 1978).

Obviamente, la definición de bloques de caliza por planos estructurales, formados en los lados de las diaclasas y estratos, es un factor de control importante (White, 1969). Es raro encontrar una cámara con una amplitud mayor de los 30 m, debido a que tan solo unos cuantos estratos tienen un patrón de fracturamiento tan espaciado como esto. Posteriormente la disolución tiende a aumentar estas aberturas, por el descenso del agua a través de las mismas y por la inundación de la caverna, donde el agua se retrae temporalmente en el pasaje o bien, por la continuación de las fracturas en la zona freática. En un pasaje permanentemente inundado, el agua en sí misma, soporta hasta un 42% del peso de la caliza (White, 1968) según la forma de la cámara. Cuando el espesor de la roca sobre la caverna es considerable, éste induce a un esfuerzo sobre el techo de la misma, ya que cada estrato sirve de apoyo para el inmediato superior a él. Las calizas gruesas siendo más resistentes que las de estratificación delgada usualmente tienen una densidades esparcimiento entre las diaclasas menor que en las calizas de estratos delgados, por lo que las bóvedas formadas en estas últimas alcanzan mayor altura y amplitud.

Probablemente el tipo más común de derrumbe de las bóvedas ocurre en los arroyos activos, que tienen una superficie de aereación y que además cortan las paredes de la fisura por donde corren. Entonces como a través de procesos de disolución y corrosión, el agua puede crear bloques inestables que caen en el arroyo o río subterráneo dejando un molde de superficie plana y lados rectos en los lados de la bóveda, donde se marca su posición anterior.

Formación del vaso del macrogour. Al disolverse las calizas generalmente producen pequeñas cantidades de residuos finos e insolubles de color rojizo en tamaños de limo y arcilla, y usualmente, no tienen una marcada acción de abrasión (Ford y Cullingford, 1976) y que es conocido como sedimento de caverna o arcilla de relleno (Bretz, 1942). En términos generales, la presencia de este sedimento representa la transición de una caverna activa a otra de relativa inactividad, cuando la caverna puede convertirse en un tanque de depósito o asentamiento para sedimentos de grano fino. Según Bretz (1942) ésto puede ocurrir durante el periodo entre el desarrollo de una caverna que se construya a favor del nivel freático y un sistema vadoso posterior. Igualmente, puede ser el efecto del tanque del asentamiento de la parte freática de un sistema de drenaje integrado, el cual recibe únicamente sedimentos de grano fino, o bien puede deberse a la influencia climática del exterior.

Alternativamente, un relleno de grano fino puede representar el lavado a través de la cubierta de lo es sobre la masa de calizas. Este sedimento de relleno puede originarse como un producto insoluble de las calizas como se explicó anteriormente, o por una prolongada oxidación del manto "e intemperismo, el cual puede producir suelos arcillosos densos y ácidos constituidos por minerales arcillosos y residuos de sesquióxidos de hierro de roca, conocidos como terra-rossa (jennings, 1971). Suelos de este tipo restringen la infiltración, especialmente cuando están a cielo abierto y en clima tropical; además, tienden a bloquear los espacios entre las fracturas de la roca adyacente (Maric, 1965).

Fig. 5. Vista del macrogour de Juxtlahuaca desde la cortina del mismo. Obsérvense las cornisas y los microgours desarrollados en el dorso de la cortina, así como la amplitud y profundidad de la cámara que guarda al macrogour. La altura de la cortina sobre el suelo es de 40 cm. Foto: Víctor M. Díaz-García.

El macrogour de la caverna de Juxtlahuaca, se produjo por la obstrucción casi total de la circulación de agua en el piso de la caverna, esto es, en los bajos de las fracturas alimentadoras del macrogour por las que se infiltra el agua proveniente de la superficie, lo cual también produce el almacenamiento del agua que viene del nivel freático. La obstrucción de las fracturas se debe al sello impermeable que produce el residuo insoluble de la caliza, en este caso arcilla. La arcilla proviene en su mayoría de la superficie de intemperismo de la caliza en el exterior.

El clima tropical en la región de estudio intemperiza la caliza produciendo una delgada cubierta de suelo, que es terra rossa. La arcilla constituyente de la terra rossa es transportada por el agua al sitio de depósito, donde constituye un sello a las fracturas y a su vez impide la circulación de agua por lo que el desarrollo del sistema hidrogeológico se detiene en este lugar.

En Juxtlahuaca, la terra rossa junto con la precipitación del carbonato de calcio bloqueó las fisuras del fondo del macrogour impidiendo así que el agua circule a través de las mismas y al mismo tiempo otorga una coloración rojo-naranja a la cámara y estructuras del macrogour, ya que ésta se incluyó durante la precipitación del carbonato. La terra rossa se ha sentado por gravedad en mayor concentración en la parte más profunda del mismo como un sedimento propio. De este sitio, se tomó una muestra para su análisis mineralógico, la cual se observó en el microscopio electrónico de barrido, con la finalidad de conocer sus componentes minerales. Según Weinman (1964) la terra rossa está formada por cantidades variables de arcillas, entre las que se encuentran en, orden de abundancia: illita, Vermiculita, kaolinita, montmorillonita, atapulgita y clorita. Los sedimentos que constituyen la terra rossa (ver Tabla 1) en el macrogour de la caverna de Juxtlahuaca corresponden al tamaño de arcilla con un diámetro de 10 a 12 Ø(Folk, 1974). Estas arcillas fueron identificadas en base a sus propiedades cristalográficas descritas por Grim (1953) encontrándose en orden de abundancia: illita, kaolinita, montmorillonita y clorita (Fig. 6). Las tres primeras arcillas constituyen cristales de mayor tamaño con relación a las demás, conservando su traza cristalográfica, la última forma una red fina de cristales de menor tamaño que las anteriores y con la traza cristalográfica poco definida.

En la época de lluvias, el nivel del agua el macrogour rebasa la cortina, y la bóveda donde éste se encuentra se llena de agua por completo, convirtiéndose ésta en el vaso del macrogour por lo que se hace casi inaccesible su entrada. Esta condición permanece durante la época de lluvias, pero a su término el nivel, del agua del macrogour desciende muy lentamente al cabo de varios meses, hasta llegar al nivel de la cortina principal, denotando el nivel de saturación del vaso de la misma. La bóveda del macrogour tiene varias comunicaciones en la parte superior del costado nororiental; estas comunicaciones conducen a distintos sistemas de galerías desarrollados a lo largo de la fractura principal en diversos niveles. Estas galerías se encuentran a menor profundidad que la bóveda del lago y aún no presentan concentraciones importantes de terra rossa, por lo que la circulación del agua en ellas ayuda a desalojar ésta hacia niveles más profundos, entre estos la cámara del macrogour la cual recibe agua aún después de la época de lluvias hasta su nivel de saturación o estabilidad volumétrica.

De acuerdo a Ford y Cullingford (1976) el calcio y los carbonatos provenientes de la disociación de la calcita por disolución, se introducen en el agua al ser liberados de la roca, y en donde no son transportados su concentración se incrementa, deteniendo así la disolución antes que el agua alcance la saturación. La difusión iónica es de la zona de concentración hacia otras zonas de menor concentración en el agua, la cual se lleva a cabo por corrientes naturales, las que completan el proceso de mezcla o equilibrio iónico, dando lugar a la continuación de la disolución de calcita y a la saturación del agua por calcita, estando el agua en contacto o no con el aire. La disolución o depositación depende de dos procesos principales: la reacción superficial, que es la liberación y recombinación del calcio y de los carbonatos en la superficie de los sólidos y la difusión, que es la migración de iones y moléculas a través de soluciones, acercándose o alejándose de las superficies sólidas. Si la velocidad de uno de estos procesos es mucho más lenta que la del otro, entonces la del más lento limitará la duración total de la disolución. Las mediciones geoquimicas (Tabla 2) indican que el agua del macrogour esta infrasaturada de calcita, lo cual produciría la disolución de la que se encuentra en el vaso. Pero es de suponerse que muy cerca del piso de calcita el fondo del macrogour y en las márgenes y del espejo de agua la solución está sobresaturada de calcio y de iones de carbonato por la reacción superficial, conjuntamente estos iones han sido transportados por difusión desde las zonas de mayor concentración hacia este lugar. Según estos procesos, cuando la cámara del macrogour se llena de agua por completo y la profundidad del vaso es grande, la difusión de iones es muy lenta y el calcio junto con los iones de carbonato reaccionan para depositar calcita tan pronto como éstos llegan a la superficie cristalina del fondo.

Fig. 6. Fotomicrografías con microscopio electrónico de barrido que muestran un mosaico de cristales del tamaño de arcilla que constituyen la terra rossa del macrogour de Juxtlahuaca: A. illita y kaolinita incluidas en una fina aglomeración de clorita, 20 Kv a 20000 aumentos; B. predominancia de illita y cristales más pequeños de clorita, 20 Kv a 25000 aumentos. Fotos: Víctor M. Díaz-Garcia.

Haciendo referencia a lo propuesto por Bögli (1980), cuando el aire está en contacto con agua que contiene solución de calcita, la transferencia de CO2 tiene un marcado efecto en el grado de saturación y además, sobre la tasa de disolución y depositación. Ford y Cullingford (1976) emplean el término de aguas agresivas (con calcita en solución) como aquellas que penetran en una caverna donde la presión del aire es baja, liberan CO2 al aire y en lugar de continuar disolviendo calcita pueden perder su agresividad o aún precipitar calcita que traen en solución. Asimismo, ellos establecen que el flujo de agua en las cavernas tiene la propiedad de crear sus propias represas, debido a que el agua en los gours puede convertirse en supersaturada respecto a calcita por la pérdida de CO2 de la superficie del agua, permitiendo a la calcita depositarse en las paredes y pisos del vaso, y así construir sus propias cortinas contenedoras de agua. Estas cortinas otorgan el nombre a los lagos de caverna y en espeleología se conocen como rimstone dams (Ford, 1976), rimstone pools (Holland, Kirsipu, Huebner y Oxburg, 1964) y gours tanto en francés (Martel, 1932) como en español (Llopis, 1970). La cortina tiene paredes casi verticales con pendiente contraria hacia el lago e inclinación a favor del flujo de agua, siendo a veces sinuosas en plano. La altura y la amplitud de la cortina varia desde unos cuantos centímetros a varios metros.

Varnedoe (1965) comenta que los gours o rimstone dams parecen requerir de un balance crítico entre el grado de supersaturación del agua y los cambios del régimen de flujo de la misma: si el agua es altamente supersaturada en carbonatos podría precipitar travertino "Flowstone" continuamente, pero a bajas supersaturaciones algo se necesita para detener la depositación; ésto es, los cambios de un régimen de flujo laminar a uno turbulento, el cual ocurre en las caídas de agua sobre las cascadas de travertino, o bien los cambios de flujo subcrítico del agua proveen una mezcla adicional que incrementa la caída de presión del CO2, deteniendo así la depositación de la calcita. Esta hipótesis puede tomarse en cuenta para el desarrollo del borde horizontal de contención del gour, debido a que la capacidad del vaso serían de ajuste propio de acuerdo al volumen de agua variable en las diferentes épocas del año.

Los parámetros físico-químicos del macrogour de Juxtlahuaca que aparecen en la tabla 2 fueron obtenidos durante la época de estabilidad volumétrica del vaso del macrogour, es decir cuando no es época de lluvias. Estos parámetros indican condiciones casi homogéneas para toda el agua del macrogour cuya temperatura es de 25.3°C promedio, siendo la temperatura sobre la superficie del agua de 26°C; la salinidad del agua es mínima y la cantidad de oxígeno disuelto es muy baja. Además de las concentraciones de iones de calcio (0.930 mol/L) y de iones de carbonato (2.037 mmol/L), únicamente se encontraron iones de magnesio (1.107 mmol/L) disueltos en el agua del macrogour. Estas concentraciones nos indican que el agua del macrogour está saturada de dolomita y que únicamente precipita calcita. Esto es explicable, ya que la dolomita es menos soluble que la calcita (Ford y Cullingford, 1976) y además, es extremadamente difícil que cristalice a temperaturas ambiente a partir de soluciones. En este caso, lo que se esta precipitando puede ser calcita hipermagnesiana (Bathrust, 1975). El agua del macrogour es ácida (pH = 6.81) y las concentraciones iónicas enunciadas anteriormente señalan condiciones por debajo de las soluciones saturadas de calcita calculadas por Picknett (1973) a temperatura y pH semejantes en presencia de aire. Sin embargo, estas condiciones son similares a las calculadas por el mismo autor para soluciones infrasaturadas de calcita con pH semejante y también en presencia de aire.

Es de esperarse que la agresividad del agua del macrogour durante la época de estabilidad volumétrica será transformada a sobresaturada en calcita durante la época de lluvias por la pérdida de CO2 de la superficie del agua y por la concentración de iones de calcio y de bicarbonato en el agua que percola a través de la caliza desde la superficie hasta la cámara que contiene al macrogour, dando lugar a la depositación de la calcita en el vaso; no obstante, la formación del sedimento no consolidado como "arena de calcita- nombre propuesto por Llopis (1970) en el fondo puede tener un origen distinto.

Arena de calcita y lodo calcitico. La mineralogía y la cristalografía del limo calcitico se observó en el microscopio electrónico de barrido (Fig. 8) y corresponde a cristales de calcita en forma de romboedros y escalenaedros entre las formas más comunes, además de haberse encontrado una proporción mínima de cristales de cuarzo. El tamaño del limo calcítico en Juxtlahuaca fluctúa entre 10 y 40 micras, ésto es de limo fino a limo grueso (Folk, 1974) mientras que Dunham (1969) lo describe con un tamaño de 10 a 25 micras en Townsend mound. La clasificación del limo calcítico en Juxtlahuaca es alta al igual que en Townsend mound. No obstante, la clasificación del sedimento en el fondo del macrogour es pobre, ya que es una mezcla de los más diversos tamaños, dado que está constituido por terra rossa, "arena de calcita fragmentos de cementante de carbonato de calcio, y cristales de aragonita y calcita que se desprenden de las paredes de la cámara y de las estalagtitas de la bóveda. Dunham (1969) menciona que las partículas del tamaño de arena y de arcilla son muy escasas, mientras que en Juxtlahuaca las partículas del tamaño de arena son más abundantes, ya que de hecho constituyen la "arena de calcita" y las de arcilla también, dado que se encuentran en proporciones importantes en forma de terra rossa. Sin embargo, al analizarse el limo calcítico como un sedimento que forma parte de un depósito, independientemente de los demás constituyentes demuestra una buena clasificación y una composición casi homogénea, dada la escasa presencia de cristales de cuarzo de tamaño de limo y de terra rossa incluidos en esta fracción del sedimento por su tamaño.

TABLA 2. PARÁMETROS FÍSICO-QUÍMICOS DEL MACROGOUR DE JUXTLAHUACA. LECTURAS TOMADAS A 30 CM SOBRE EL FONDO DEL MACROGOUR A EXCEPCIÓN DE LA ÚLTIMA A 5 CM DEL FONDO

Dunham (1969) estudió el limo calcitico en un ambiente inactivo y falto de humedad, a diferencia de Juxtlahuaca el cual es un ambiente hidrogeológico cárstico en actividad, donde el limo calcítico está integrado a un proceso sedimentario reciente. De aquí que el motivo de la abundancia de fragmentos de tamaño de arena en el limo cristalino de Juxtlahuaca es debido a la atracción iónica ejercida entre los cristales del limo calcítico en el ambiente acuoso del macrogour, lo que da por resultado la formación de aglutinaciones del tamaño de arena. La abundancia de la terra rossa, ya fue explicada en párrafos anteriores.

En Juxtlahuaca la relación entre el cementante y el limo calcítico está definido en el fondo del vaso del macrogour. El limo calcítico descansa sobre todo el fondo cementado del macrogour, y con mayor abundancia en el depósito de "arena de calcita" (Fig. 8D), y además, constituye formas estalagmíticas, cascadas y microgours que sobresalen del agua y que son circundantes al pasaje más estrecho del lago, donde se encuentra este depósito. Además, el limo calcítico fue encontrado a diferentes alturas sobre el nivel del lago, formando los diversos escurrimientos que constituyen una pared de estalagtitas llamada "El órgano", la cual desemboca en el pasaje del mismo depósito.

La presencia de limo calcítico en sitios tan discímiles en la cámara del macrogour, es decir, en el fondo del vaso y en alturas de tres o más metros sobre el nivel del agua en un techo de estalagtitas que escurren a la cámara, sugiere que su origen es otro al de la precipitación in situ, sino tal vez el de un transporte en suspensión de estos cristales diminutos por aguas percolantes desde algún sitio de la zona vadosa.

Lo anterior puede establecerse si se considera que algunos de los granos más finos de la "arena de calcita", una vez que pierden humedad se pueden desintegrar con la ayuda de una aguja en cristales individuales del tamaño de limo, los cuales si se colocan nuevamente en un medio acuoso vuelven a aglutinarse en forma de placas del tamaño de arena fina a muy fina. No obstante, estos cristales de limo calcítico también pueden conservarse en forma individual en el fondo del lago (ver Fig. 8) y de hecho, constituyen en esa forma una parte importante del sedimento como iodo calcítico, en la porción donde el depósito es más somero. El aglutinamiento del limo calcítico en forma de placas se encuentra en mayor concentración en la parte donde la profundidad del agua es intermedia y también, en las márgenes de la superficie del agua, sobre el depósito.

Junto con el limo cristalino se encontró otra clase de sedimento de mayor proporción y menor abundancia. Esto es, partículas de 50 a 60 micras de carbonato de calcio constituidas por agregados de cristales de calcita del tamaño de arcilla o limo muy fino, al cual Dunham (1969) llamó limo pelitico y que se encuentra entre los aglutinados del limo calcitico; casualmente puede tener una ligera coloración rojiza debido a que contiene pequeñas cantidades de terra rossa en su estructura, a diferencia del limo calcitico que individualmente es blanco, pero que al aglutinarse puede volverse ligeramente rojizo si atrapa partículas de terra rossa, las cuales son muy abundantes en el macrogour. El origen del limo pelitico es desconocido y al igual que el limo calcítico pudo haber sido transportado desde algún sitio de la zona vadosa y constituirse en algún lugar del trayecto antes de depositarse en el fondo del vaso del macrogour.

Fig. 7. Serie de cuatro fotomicrografías con microscopio electrónico de barrido que ilustran aglutinamientos y drusas en forma de placas del limo calcítico, las cuales constituyen de esa forma los granos de "arena de calcita". a. 17 Kv, 360 aumentos; b. 17 Kv, 400 aumentos, c. 17 Kv, 280 aumentos; d. 17 Kv, 320 aumentos. Fotos: Víctor M. Díaz García.

Las condiciones fisicoquímicas del agua del macrogour son más bien disolventes y contrarias a favorecer una precipitación constante o casi permanente de carbonato de calcio en el vaso, por lo que la transportación del limo calcítico al macrogour de Juxtlahuaca puede ser por cascadas que caen a través del tiro estalagtítico de "El órgano", de tiempo en tiempo, y el transporte en el lugar de origen, es decir en los poros de la roca fuente según Dunham, es por la acción de la gravedad sobre el agua intersticial.

Dunham también explica el origen del limo calcítico en Townsend mound a partir de la alteración del sedimento marino a una roca individual o isla, situada arriba del nivel freático o en la zona vadosa, por la diagénesis en un ambiente subáereo. La circulación del agua en esta isla debió efectuarse a través de numerosos canales donde la velocidad de transporte por las corrientes de agua es más que suficiente para transportar partículas del tamaño de limo en la zona vadosa. El flujo del agua vadosa hacia abajo permite interpretar que el limo calcítico fue extraído de la porción rocosa más exterior de la isla, cerca de la superficie subaérea, donde la diagénesis en la zona vadosa es típicamente más intensa. Por consiguiente, Dunham (1969) propone una denominación más adecuada al limo calcítico por limo vadoso, ya que éste es un sedimento diagenético y el término vadoso que en este caso es genético y que únicamente significa depositación por agua vadosa, tiene doble significado, ya que el limo no tan solo debe su depositación al agua vadosa sino que además su derivación, y por otro lado, su textura a la diagénesis en la zona vadosa.

Bögli (1980) al referirse acerca del origen de la calcita flotante hace mención de la formación y concentración de núcleos de calcita en una capa delgada de alto contenido de Ca2+ sobre la superficie del agua del gour, como resultado del desprendimiento del CO2 al aire. Cristales microscópicos de forma plana crecen a partir de estos núcleos y se mantienen flotando en el agua por tensión superficial, hasta que se hunden cuando el agua entra en movimiento. De hecho, los granos de la "arena de calcita" son de forma plana y están constituidos por aglomeraciones de cristales de calcita, dispuestos a favor de un plano preferencial. Si se considera a cada. cristal de limo calcitico como un núcleo, el cual al encontrarse flotando en la superficie del agua se viera atraído por otros similares, las aglomeraciones de los mismos sobre el agua formarían verdaderas "natas" de calcita flotante, la cual al hundirse se fragmentaria, dando lugar a la formación de los granos más gruesos. Mientras que, los granos de arena muy fina y aún los cristales de limo calcítico en forma individual que a su vez constituyen el lodo calcítico, tendrían un origen diferente, como antes se mencionó, estos se encuentran en sitios distintos sobre el nivel del agua del macrogour y además, constituyendo espeleotemas diversas; por lo que la formación de las placas del tamaño de arena muy fina sería una consecuencia eventual del aglutinamiento del limo calcítico en el depósito del lago o también, durante su trayectoria en suspensión por el agua de percolación.

Fig. 8. Cuatro fotomicrografías de cristales del limo calcítico de Juxtlahuaca: A, romboedros de calcita algunos con moldes de intercrecimiento en sus costados, las partículas más pequeñas corresponden a cristales de arcilla 14 Kv, 600 aumentos; B, además de los cristales de calcita en el limo cristalino también se encuentran cristales de cuarzo en mucho menor proporción como el cristal situado en la porción central derecha de la figura 7 Kv, 540 aumentos; C, la disolución por el agua en los cristales del limo calcítico se presenta sobre todo en las aristas de ellos como puede apreciarse en el cristal de calcita al centro de la Figura 7 Kv, 480 aumentos; D, la figura ilustra un fragmento del cementante carbonatado en comparación con los cristales del limo calcítico situados en la parte posterior, 15 Kv, 1100 aumentos. Fotos: Víctor M. Díaz-García y Yolanda Ornelas de Uribe.

La "arena de calcita" y su clasificación como sedimento. El limo vadoso en sus distintas ocurrencias en el lecho del macrogour constituye la "arena de calcita", la cual es considerada como un sedimento autóctono de ambiente cárstico subacuático, cuyas partículas constituyentes son detríticas y de origen diagenético en la zona vadosa. Sin embargo, la formación de la "arena de calcita" es en la zona freática, ya que el nivel del agua del macrogour que corresponde con el nivel freático del lugar, es el límite entre la zona vadosa y la zona freática de la caverna.

Fig. 9. Detalle de la fotomicrografía 8C que ilustra un cristal de limo calcítico, 7 Kv, 1300 aumentos. Fotos: Víctor M. Díaz-García y Yolanda Ornelas de Uribe.

En sedimentología, en cuanto a los sedimentos de caverna, se sugiere un establecimiento más adecuado de "arena de calcita" sugerido anteriormente por Llopis (1970) y es de que el nombre de "arena de calcita" sea para designar a aquellos depósitos arenosos constituidos por limo vadoso en forma de drusas y aglutinaciones del tamaño de arena fina, con un contenido variable del lodo calcítico y fragmentos de cortezas de calcita flotante. Así mismo, la "arena de calcita" puede ubicarse dentro de la clasificación de White (1978), como Carbonatos sin Consolidar dentro del grupo de Sedimentos Químicos de Caverna, ya que en este grupo los carbonatos se consideran como consolidados, a excepción de las "perlas de caverna"; así también, atendiendo a la clasificación de Bügli (1980) para los De pósitos de Rimstone Pools, la "arena de calcita" es un depósito subacuoso de calcita.

1. La caverna de Juxtlahuaca se formó a lo largo de una fractura vertical de orientación N40W; posee varios pasajes de desarrollo paralelo al tunel principal de acuerdo a las diferentes profundidades en donde la fractura ha interceptado al nivel freático del sistema.

2. El sistema hidrogeológico cárstico de Juxtlahuaca distingue dos actitudes de las aguas subterráneas: 1) disolución y transporte de carbonatos por aguas meteóricas durante la infiltración en las fracturas de la roca, además de la disolución de ésta en la superficie y el transporte que puedan afectuar dichas aguas a los residuos insolubles producidos por el intemperismo que actúa sobre las calizas. 2) depositación de los carbonatos en un tanque de asentamiento, desarrollo de estalagtitas y estalagmitas, recubrimiento de calcita y aragonita sobre las paredes de las cámaras y la formación de perlas de aragonita en el piso de las mismas.

3. En Juxtlahuaca se distinguen dos etapas de desarrollo en la caverna: la primera, corresponde a la etapa de juventud la cual consiste en la parte activa del sistema cárstico en el cual las aguas subterráneas circulantes disuelven la roca y continúan desarrollando el sistema evitando casi por completo la depositación, donde no existen concentraciones importantes de estalagmitas, estalagtitas o gours, sino desarrollos esporádicos de cristales de aragonita o calcita que crecen sobre las paredes de las cámaras por el escurrímiento y en la segunda, la depositación evita el desarrollo de la caverna, lo cual define la etapa de senectud, es decir cuando el sistema ya no crece más sino que se obstruye por el desarrollo de multitud de formas cristalinas a partir de carbonatos.

4. El macrogour de Juxtlahuaca se produjo por la precipitación del carbonato de calcio del agua en el piso de la caverna y además, es un tanque de depositación de terra rossa y limo calcitico.

5. La arcilla actúa como el relleno de las fracturas del fondo del tanque impidiendo el paso del agua a niveles inferiores, contribuyendo así a la formación del macrogour.

6. La disolución, la precipitación y el asentamiento del carbonato de calcio del ambiente cárstico del macrogour son procesos que se traducen en varias formas: 1) La temperatura del agua del macrogour es casi igual a la del medio en que se encuentra. 2) Durante la época de mayor estabilidad volumétrica del vaso, el agua se encuentra saturada de dolomita en vez de calcita. 3) únicamente hay saturación de carbonato de calcio durante y poco después de la época de lluvias. 4) La precipitación del carbonato ocurre escasamente. 5) La depositación de diminutos cristales de calcita del tamaño de limo que se asientan en el fondo del tanque, en forma de lodo, placas y drusas que dan lugar a la 11 arena de calcita". 6) El desarrollo de una cortina contenedora de agua en la época de estabilidad volumétrica, construida por infinidad de cristales de carbonato de calcio, formados por precipitación durante la elevación del nivel del agua hasta el actual. 7) La cristalización de la calcita sobre las paredes de la cámara contenedora y en el fondo del vaso del macrogour. 8) La formación de estalgtitas, estalagmitas, cascadas y a partir del escurrimiento y la depositación del limo calcítico.

Fig. 10. Fotomicrografía con M.E.B. de los granos de la "arena de calcita" A, placas de limo vadoso que constituyen la "arena de calcita" 20 Kv, 100 aumentos; B, borde de una placa de limo vadoso 30 Kv, 180 aumentos; C, vista dorsal de la misma placa 30 Kv, 300 aumentos; D, detalle de la porción central de la placa 30 Kv, 1000 aumentos. Fotos: Víctor M. Díaz-García y Fernando González.

7. La presencia de una cortina principal en el macrogour denuncia una época de estabilidad hidráulica de mayor duración en el año.

8. Se considera al macrogour como un ambiente sedimentario particular del sistema hidrogeológico cárstico de Juxtlahuaca, el cual posee al menos cuatro faces características de depósito: 1) la formación de la cortina en el extremo oriental de la bóveda: 2) la formación de un depósito de "arena de calcita" en la porción central del macrogour; 3) el fondo del vaso del macrogour formado por travertino a partir de calcita y terra rossa; y por último, 4) la depositación del carbonato de calcio junto con arcilla en el límite entre las paredes de la cámara y el borde del agua, lo cual produce una cubierta áspera sobre la roca, la cual está constituida por el desarrollo de' cristales de calcita que poseen la coloración de la arcilla rojo-naranja.

9. El origen del limo calcitico es en la zona vadosa y su transporte al fondo del macrogour se efectúa por aguas percolantes. El estado de reposo de la superficie del agua en el macrogour propicia el aglutinamiento de cristales individuales de limo calcítico para construir granos de arena fina en forma de placas, junto con las cuales también se encuentran drusas de origen de los mismos cristales.

10. En Juxtlahuaca, no se encontraron evidencias de la fuente del limo calcitico como tampoco en Townsend mound, sino tan solo evidencias de transporte del mismo, por lo que la hipótesis del origen del limo vadoso sugerida por diagénesis es mencionada en este estudio como una referencia. La inaccesibilidad del tiro por donde cae la cascada que transporta el limo ha dificultado esta comprobación, por lo que futuras exploraciones en áreas similares podrán aportar una nueva luz en estos casos.

El Autor desea agradecer por igual a A. Carranza-Edwards investigador del Instituto de Ciencias del Mar y Limnología UNAM y a E. Aguayo Camargo investigador del Instituto Mexicano del Petróleo, sus valiosas sugerencias durante el desarrollo de este trabajo. A. G. Sánchez el trabajo de laboratorio; a H. Alexander y a H. Fernández sus sugerencias y observaciones en los análisis químicos efectuados; a Y. Ornelas de Uribe por la obtención de fotomicrografías de la figura número ocho, con el microscopio electrónico de barrido, y E. León por la transcripción del manuscrito final.

De una manera muy especial se reconoce la labor de A. Ortega y de su hijo Andrés por la conservación de la Caverna de Juxtlahuaca, ya que gracias a su cooperación fue posible llevar a cabo este estudio.

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