Mésogée Volume 68 l 2012 - Museum d`histoire naturelle de Marseille

Transcripción

Mésogée Volume 68 l 2012
Bulletin du Muséum d’histoire naturelle de Marseille
Ic Muséum d’histoire naturelle
Marseille 2014
ISSN 0985-1016-X
dépôt légal : septembre 2014
Conception - impression
Ville de Marseille - Ceter
Directeur de la revue
Review director
Anne MEDARD
Directrice du Muséum d’histoire naturelle, Marseille
Comité international de parrainage / International sponsorship board
Louis BIGOT, Muséum d’histoire naturelle, Marseille, France
Mohamed BRADAI, INSTM, Salammbô, Tunisie
Michel BRUNET, IPHEP, Poitiers, France
France de LAPPARENT de BROIN, attachée honoraire au MNHN, Paris, France
Dominique DOUMENC, Station marine de Concarneau, MNHN, Paris, France
Giuliano FIERRO, Institut des Sciences de la Terre, Gênes, Italie
Patrice FRANCOUR, Laboratoire ECOMERS, Université de Nice Sophia Antipolis, France
André LANGANEY, Professeur honoraire, Université de Genève, Suisse
Alain Brandeis, Parc National du Mercantour, Nice, France
Panayotis PANAYOTIDIS, Centre Hellénique de Recherche Marine, Anavissos, Grèce
Rachid SEMROUD, ISMAL, Wilaya de Tipaza, Algérie
Philippe TAQUET, Académie des Sciences, Paris, France
Nardo VICENTE,Professeur Émérite à l’Université Paul Cézanne (Aix-Marseille III)
Comité de rédaction / Editorial board
Denise BELLAN-SANTINI, Directrice régional des programmes ZNIEFF et Natura 2000, France
Gilles BONIN, Laboratoire de Biosystématique et d’Ecologie méditerranéenne, Marseille, France
Alain JEUDY DE GRISSAC, Directeur de la conservation du programme marine de l'UICN-Med
Marc LAFAURIE, Laboratoire de Toxicologie Environnementale Faculté des Sciences de Nice
Jean PHILIP, Laboratoire de Sédimentologie et Paléontologie, Marseille, FranceComité d’édition / Edition board
Sylvie PICHARD, Muséum d’histoire naturelle, Marseille, France
Philippe SIAUD, Muséum d’histoire naturelle, Marseille, France
Stéphane JOUVE, Muséum d’histoire naturelle, Marseille, France
Mésogée est une revue scientifique méditerranéenne francophone distribuée dans 43 pays. Elle est la continuité du Bulletin du Muséum
d’histoire naturelle de Marseille édité chaque année depuis 1883 par le Muséum d’histoire naturelle de Marseille et publie des articles
inédits en français et en anglais concernant divers aspects de la recherche dans le domaine des sciences naturelles : botanique,
géologie, paléontologie, zoologie, écologie, connaissance du patrimoine naturel, et histoire des sciences. Compte tenu de la localisation
géographique de la ville de Marseille et de l’histoire de ses collections naturalistes, Mésogée s’attache plus particulièrement à la
publication des recherches concernant le bassin méditerranéen.
Les manuscrits seront soumis par le comité de rédaction à l’examen de spécialistes français ou étrangers du sujet traité. Le Directeur
de la publication fixe la liste des articles retenus pour chaque volume annuel. Tous les manuscrits doivent impérativement parvenir au
Muséum avant le 31 mai de l’année de parution. Les articles parus dans Mésogée sont listés et analysés dans la Base Pascal de l’INISTCNRS.
Les manuscrits doivent être conformes aux instructions aux auteurs et adressés, ainsi que toute correspondance, à :
Mésogée
Téléphone : +33 (0)4 91 14 59 50
Muséum d’histoire naturelle
Télécopie : +33 (0)4 91 14 59 51
Palais Longchamp
e-mail secrétariat d’édition : [email protected]
F-13233 - MARSEILLE CEDEX 20
Mésogée, Bulletin of the Muséum of Marseille is a peer-reviewed Mediterranean scientific journal distributed in 43 countries and edited
each year since 1883. It publishes, in French or in English, original papers in various fields of Natural Sciences at the rate of one annual
volume. It covers: Botanic, Geology, Palaeontology, Zoology, Ecology, Knowledge on Natural Heritage, History of Science. Following the
geographic location of the city of Marseille and of the collections history, Mésogée particularly set out the publication of researches on
Mediterranean Basin.
Papers must conform to the Guidelines to authors and be sent, with all other correspondence, to the Museum of Marseille (address
above). Your paper will be sent out for review by at least two specialists and, based on their reports and the assessment of the journal
director and Editorial Board, a decision of the suitability of the paper for publication will be made. All papers must be send to the Museum
editorial board before the 31st may of the year of publication.
Papers published in Mésogée are listed and analysed in the Pascal data base of INIST-CNRS.
Avant PROPOS
Pour ce numéro de Mésogée 68-2012, le Muséum de Marseille se propose une nouvelle fois d'accompagner
la programmation scientifique régionale en assurant la publication des actes d'un colloque. Le CERGEM,
Centre d'études et de recherches géologiques euro-méditerranéen, a organisé, à Toulon en novembre 2010, des
rencontres consacrées aux rapports entre continents et océans, tant dans les aspects des apports continentaux que
de leurs influences sur le milieu marin à travers le temps... Ce colloque se positionne dans les questionnements
d'aujourd'hui sur les évolutions climatiques et leurs conséquences géologiques et écologiques.
Le numéro spécial de Mésogée s'inscrit donc dans notre volonté de poursuivre le travail initié en 1889 par
Antoine Fortuné MARION, Directeur du Muséum et de la Station marine d'Endoûme. Le Muséum de Marseille
se faisant ainsi le relai de travaux de recherche menés dans le bassin méditerranéenn, dans les domaines traitant
des sciences de la vie et de la terre.
Comme pour les dernières publications consacrées à des actes de colloque, le comité de relecture est propre
au comité d'organisation du colloque. Aussi, les données scientifiques et leurs interprétations sont de la
responsabilité de celui-ci et non du comité de relecture de la revue Mésogée.
Anne MEDARD
Directrice de publication
Directrice - Conservatrice en Chef du patrimoine
Muséum d’histoire naturelle de Marseille
EDITORIAL
In this new volume of Mésogée, the Muséum of Marseille proposes to promote the Regional scientific programming, with the
publication of the proceedings of the symposium organised in November 2010 in Toulon by the CERGEM (Center for the EuroMediterranean geological studies and researches). The topic of this symposium was the relationships between oceans and continents,
with the continental contributions and influences on marine environments through time... This symposium takes place within current
discussions on climate changes, and their geological and ecological consequences.
The present volume is continuing the work initiated in 1889 by Antoine Fortuné Marion, (Director of the Muséum and the
Marine Station of Endoume). The Museum of Marseille thus confirms its involvement in the circulation of researches on the
Mediterranean Basin, in the fields of Life and Earth Sciences.
With regard to the last publication of meeting proceedings, the Organising Committee of the meeting are responsible for the review
of present papers. Whereas,the scientific data and their interpretations are not under the responsibility of the Scientific Committee
or the Editorial Board of the Journal Mésogée.
Anne MEDARD
Directrice de publication
Directrice - Conservatrice en Chef du patrimoine
Muséum d’histoire naturelle de Marseille
4
Actes du Colloque
LE NIVEAU MARIN :
un mariage instable entre mer et continent
tenu à Toulon, le 12 novembre 2010
sous la présidence de M. Olivier GISCARD d’ESTAING
et organisé par le
Centre d’Etudes et de Recherches Géologiques Euro-Méditerranéen
(CERGEM)
Giant tidal deposit on the continents?
Jan SNOEP
Estimación de la composición química del agua subterránea de la Cuenca Norte de Matanzas,
Cuba, mediante mediciones de conductividad eléctrica y relaciones matemáticas.
Juan Reynerio Fagundo, Otilio Mesa Beato, Odalys Batista Benamor, Mónica Pina Rodriguez,
Patricia HERNANDEZ GONZALEZ.
Causes réelles des changements de la ligne des côtes. En finir avec certains mythes.
Ion Argyriadis.
Mount Ortles: an important climatic archive for the Alps.
Silvia Forti.
Les résurgences karstiques sous-marines et leurs lois de fonctionnement.
Catherine Argyriadis et Ion Argyriadis.
Côtes rocheuses de Provence. Evolution géologique.
Jean-Joseph Blanc.
Relations entre la contamination saline profonde des karsts côtiers méditerranéens et les
variations eustatiques extrêmes : l’exemple de l’aquifère de Port-Miou (Marseille).
Thomas Cavalera, Eric Gilli, Yannick Mamindy-Pajany, Nicolas Marmier.
5
Abstract
The major detrital sediments and especially
red conglomerates, sandstones and siltstones,
referred to as “red beds“, commonly associated
with evaporites, are unknown under present
conditions of sedimentation. However, they
are common and very abundant in many
formations before Miocene since Meso
Proterozoic times and are often interstratified
with marine formations, and their facies show
strong resemblance independant of age or
location. They are generally interpreted as being
of continental origin because of their red color,
detrital composition, the scarcity or absence of
proven marine fossils and presence of intervals containing pollen or other plant remains. It can
be argued that these interpretations may be
erroneous, and that many of the sedimentary
characteristics indicate a marine shallow-water
origin under tidal conditions that were much
more violent than those known today. Marine
fossils have been described in various red beds
and in the CORB (oceanic) red beds. Recent
astronomic studies mention eccentricity of
the lunar orbit in the remote past. Giant tidal
waves must have been the result, confirming
these assumptions. It can be argued that these
deposits are not indicating marine regressions,
as is generally assumed, but that they were in
fact major transgressions with strong abrasion
leaving huge masses of sediment on the
continents.
Giant tidal deposits on the continents?
SNOEP Jan
Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM)
Les Queinières, 104 chemin des Oliviers, 83440 Callian (France)
e-mail : [email protected]
Key words
Le mode de formation et les particularités des
grands bassins de terrains rouges, considérés
comme continentaux, n’ont jamais trouvé
d’explication satisfaisante. Des différences
majeures les distinguent des dépôts actuels. Les
conglomérats, grès et pélites de ces formations
sont généralement associés à des évaporites,
association inconnue actuellement. Ils sont
très abondants dans des formations allant
du Méso Protérozoïque au Miocène. Ils sont
souvent inter stratifiés avec des formations
marines. Leurs faciès sont indépendants de
leur âge et du lieu d’observation. Leur couleur,
leur composition détritique, l’absence ou la
rareté de fossiles marins et la présence de
niveaux contenant des pollens et des débris de
plantes les ont fait attribuer à des formations
continentales.
Cette interprétation semble erronée. Il s’agirait
plutôt de formations marines en eaux peu
profondes avec marées beaucoup plus fortes
qu’actuellement. Dans un passé éloigné, l’orbite
lunaire a connu une certaine excentricité. Plus
proche de la Terre, la Lune provoquait de
gigantesques raz-de-marée semblables à des
tsunamis. Il ne s’agirait donc pas de matériaux
de régression marine mais de transgression
accompagnée d’une forte abrasion laissant
d’énormes masses sédimentaires sur le
continent, semblables aux dépôts laissés
par de récents tsunamis.
La couleur rouge apparaîtrait tardivement par
oxydation de fines particules d’hématite.
One of the first geologists expressing difficulties in finding modern equivalents
to ancient detrital red-bed and evaporitic sequences on continents was G.
Busson, who had 30 years of experience in the North African Mesozoic basin
(Busson & Cornée, 1991). He found no interpretation for the vast inserted
detrital red beds of the North African Barremian. "Already in the sixties some
distinguished geologists did not believe that the red beds of the Colorado plateau
were of continental origin; a tidal origin was assumed." Also T.R. Walker,
describing young tidal siliciclastic red beds in Baja California (Walker, 1967)
rejected the theory of a continental origin of the red beds on the Colorado
Plateau, which range in age from Pennsylvanian to Cretaceous, and suggested a
tidal origin. Various other authors described marine characteristics in red beds
and had similar views.
Observations made by the author on red beds during mineral exploration in
siliciclastic sediments, playas and recent alluvium in many countries led him to
similar conclusions.
This paper is not based on new observations, but on a review and reinterpretation
of commonly known and readily accessible data. Its objectives are to 1) list
the main differences between present-day sedimentation processes and those
of the geological past, 2) present a hypothesis for the observed differences,
and 3) assess the possible causes of ancient sedimentation mechanisms.
It tries also to provide arguments for a correlation between the repeated
worldwide marine transgressions since Proterozoic times affecting most
continents and their cover of siliciclastic deposits as a result of eustatic sea level
fluctuations: glacio-eustasy, age-dependent changes in ocean volume etc… Such
correlations have been recognized since long (for a summary see last sub-chapter
of Atlas (Ziegler, 1990)).
Mésogée Volume 68| 2012
Résumé
Des dépôts géants de courants
de marée sur les continents ?
Introduction
Introduction
Red beds, giant tidal floods, para-conglomerates,
lunar eccentric orbits.
Mots clés
Terrains rouges, marées géantes,
para-conglomérats, orbite lunaire excentrique.
7
It may be worthwhile to remind readers the major characteristics of red beds: red beds obtain their red
color from fine disseminated hematite and are often associated with evaporites and major lava outflows.
They can be defined as mostly detrital deposits obtaining their typical red color from finely disseminated
authigenic hematite and various other new formed minerals affecting more the argillaceous part of the
sediments than the quartz grains. Various authors offered proof, that these authigenic minerals were
formed at depth in a saline oxidizing environment. Since fine grained hematite is very uncommon as
alluvial mineral and does not occur in black sands of pan concentrates, a primary alluvial origin of
hematite is not possible. Less advanced hematitization can produce red beds with various brownish
or reddish colors. Most of the hematitic red beds are associated with major evaporite deposits (e.g.
German Rotliegendes, Ziegler, 1982, Encl. 13). The oldest red beds are of early Proterozoic age. In the
Fennoscandian greenstone belt the first two major periods of redbeds, dolostones and marine sulphate
deposition are Proterozoic in age between 2.3 and 2.0 GY (Melezhik et al., 2005). During some of the
major red bed periods, such as the Permian and Triassic, major extinctions dramatically reduced (marine)
life on Earth for instance at the Permo-Triassic transition (Bowring E., 1998).
Listing of a few randomly selected major red bed basins
Since the total list of red bed basins would be outside the scope of this article a few only are mentioned
here. (Table 1)
Country
Region
Age
(100
MY)
VM
^
halite
*
gypse
RB
PC
Canada
Great Slave lake
18-23
3*
3*
3*
3*
Canada
N. Quebec
Labrador trough
Sims Formation
17
2*
3*
S. Africa
Wilgerivier
19.3
3*
USA
Arizona (Lower
Grand Canyon
super Unkar
groupe)
12
2*
Russia
Penchega
Green-stone
Lomagundi
20-25
3*
2*
3*
3*
Canada
Athapuskow
3*
*
*
3*
ARK
UC
RM
MF
LF
2*
*
2*
*
*
*
2*
3*
3*
3*
*
*
3*
*
2*
*
2*
2*
2*
*
*
3*
3*
*
3*
*
3*
Jan SNOEP.
Table 1
Meso-Proterozoic Red bed basins
3*=very important; 2*=important; *=présent
Age (=MY); VM=Volume in millions of Km3; ^=Halite; *=Gypse; RB=red beds; PC=Para conglomerates; ARK=Arkose;
UC=Unidirectional crossbedding; RM=ripple marks; MF=Marine fossils; LF=lava flows
Is it possible that the major periods, traditionally considered as “continental” sedimentation, and therefore
interpreted as periods of regression, in fact correspond to early phases of transgressions with very strong
abrasion and widespread siliciclastic sedimentation on all continents?
The worldwide Late Cretaceous transgression is a good example. In this paper the hypothesis of a causal
relationship between transgressions, gigantic tidal waves, abrasion and red-bed and evaporite deposition
and extinctions will be advanced.
The hypothesis of a causal relationship between transgressions, gigantic tidal waves, abrasion and red-bed
and evaporate deposition will be advanced.
Since most readers are in general familiar with the major well known sedimentary basins, here referred to
as “detrital platform basins”, and with their similarities and their distribution in space and time, detailed
descriptions and references will be limited and only a small number of examples of various ages will be
presented in table 1.
8
Some major differences between the present siliciclastic deposits
and the ones of the past
2 - Ancient and modern deltas
Generally speaking, major present-day erosion and sedimentation originating on continents produce
deposits that are concentrated in a limited number of great deltas, located at the margins of the
continents, whereas the old sediments were largely deposited on the continents themselves in basins of
millions of cubic kilometers. How come that the old clastic sedimentary basins on the continents were not
associated with deltas like the present ones? The present deltas represent volumes of many thousands of
km3, instead of millions. The depositional conditions of recent deltas fundamentally differ from those of
the great ancient red bed and other detrital basins. No major deltas, similar to the present ones, have been
described in older deposits, though “deltaic conditions” have been invoked in many cases for red beds.
However no red beds or evaporites occur in modern deltas. It is amazing that, in spite of the impressive
volume of siliciclastic sediments deposited in the Sahara basin during Phanerozoic, no fossil delta was
Jan SNOEP.
1 - Accumulation of siliciclastic sediments on continents
More than 20 % of all preserved Phanerozoic and even earlier clastic sediments were deposited on
continents. Their down warping and repeated relative rises in sea level and penetration of marine
transgressions on these continents was accepted by various authors (Hallam, 1984; Haq et al., 1987).
During the Late Cretaceous the seas rose about 200 m above the present day sea level and covered 20 %
of all continents. It is an amazing fact, that after the Miocene period most marine transgressions were
limited to the margins of the continents, and transgressions and regressions were only of glacial eustatic
origin. No major basins are under formation with accumulation of sediments at present in the central
parts of the continents (the Neogene intracontinental North Sea - North German Basin is an exception).
Ancient so-called continental deposits represented volumes of millions of cubic km compared with much
smaller volumes of the present continental deposits.
The ancient so-called continental deposits (e.g. North African Cambro-Ordovician. Devonian Old Red
Sandstone, Permian Karroo deposits, West European Permian Rotliegend; Triassic-Early Jurassic of the
Colorado Plateau) and many other basins are very voluminous. G. Busson in his Memoires of 1972 was
the first to mention the big difference in the volume of his N. African Mesozoic basin (6 millions km3)
and the major present deltas. (The Niger delta covers 70 000 km2 and presents a volume of “only”
350 000 km3).
Red-beds are usually regularly bedded and the abundance of marine fossils found in some red beds
of Scotland and Wales (Waterston, 1962) and in the Dwyka series of the Karroo sandstones (Visser,
2008) refutes for some of them their continental origin. Various other marine fossil occurrences were
described in red beds. Many red bed formations also show vestiges of tetrapods (Old Red, Beaufort) and
shark teeth. They have volumes expressed in millions of km3. The general accepted mechanism of their
accumulation was described as “flash floods, braided rivers and fluvio-deltaic alluvial sedimentation”.
No similar deposits accumulate on the continents today. Platform basins such as the Mesozoic basin
and the huge siliciclastic Cambro-Ordovician basin of North Africa between the South of Morocco and
Saoudi Arabia, the latter with a stunning volume of 15 million km3 of detrital sediment (!) (Avigad et al.,
2005; Alsharran, 1997) have no Neogene equivalents. In fact there is practically no sediment accumulation
on the present continents at all. The recent descriptions of desert erosion and pediment sedimentation in
the Alabama Hills (Nichols et al., 2006) in California show the very weak present erosion rates in deserts
of only a few meters per MY, producing piedmont alluvium only on nearby slopes. Bierman & Caffee
(2001) show similar phenomena from the Namibian desert.
How did these old sediments accumulate?
The main differences between present-day and ancient siliciclastic formations can be summed up as
follows:
9
Jan SNOEP..
ever encountered on the N. African continent similar to the present Nile delta. Where were the deltas,
that we could expect to have been created on the margins of the continents covered by these huge alluvial
deposits? Since the erosion and sediment accumulation was so much stronger on the old “so called”
continents than on the present ones, we could expect impressive central drainage systems in these basins
and on their margins deltas much bigger than the present ones. Nothing of the kind was described so far.
So far no explanation has been offered for this major contrast.
10
3 - Intercalated “continental” facies
In various locations detritic siliciclastic formations are known which are intercalated between typical
marine sediments. The North African detrital lower Cretaceous Barremian deposits the so-called
“continental intercalaire” in the Sahara basin (Busson, 1972, 1989; Benton, 2000; Busson & Cornée,
1989) interbedded between marine beds, are a good example. They are spread out over 1 million km2 from
the South of Morocco in the West to the South of Tunisia in the East. The thickness varies between
100 and 400 m, exceptionally reaching 700 m. The source area is the crystalline basement of the Hoggar
Mountains, lying 100 km to the South. It lies conformably on the upper Jurassic limestones, which become
progressively sandier from north to south and from the bottom to the top, and then reached a detritic
maximum during the overlying Barremian. It is composed of coarse sandstones with para-conglomeratic
levels (quartz pebbles) with a dolomitic, calcareous or argillaceous red matrix of less than 10 % of its
volume. Fossils are rare, but rests of reptiles (crocodiles), shark teeth of four species (Benton, 2000),
fossil wood, phosphate and reptile bone bed pebbles and lignite beds are present. How come that
widespread conglomeratic beds occur with pebbles transported over many hundreds of km?
According to the authors these sediments are supposed to have been deposited at sea level, which does
not explain the spreading of the para-conglomerates with quartz “almonds” of up to 1000 km distance
from the Hoggar source area. No rifting, no isostatic or tectonic movements have ever been found in
this basement, and no fluvial channels with traces of gravitational pebble transport. Needless to say that
present examples are lacking. So far no explanation has been offered for the transportation mechanism
of the coarse components of these sediments.
It is a well known fact, that also in Central and W. Europe the Barremian (Wealden in Britain) are more
siliclasic, than all other Cretaceous facies. Part of the wide spread Nubian sandstones in the Eastern
Mediterranean are supposed to be of the same age. Is it sure that the Morrison sandstones in the central
US are of continental origin?
The multicolored fossiliferous Jurassic Morrison Formation in the central US is spread out over eight
States with an area of 1.3 million km² and a thickness varying between 100 and 300 meters. They are
covered by the marine Cretaceous central continent transgression. The middle assemblage contains sandy
gravelly braided fluvial deposits (Currie, 1998) and red beds. Most geologists believe in the case of the
Morrison sandstones in alluvial (non-marine) deltaic (?) flood plains, but do not explain how pebbles and
clasts of the para-conglomerates could have been spread over such a wide area under normal alluvial
conditions, without a strong relief. Another example of “interstratified so-called continental formations”
is the Triassic formation in the W. European basin. It spreads over a stunning 2 millions km2 without
much change in composition of its “continental” (Buntsandstein and Keuper) and marine Muschelkalk.
No recent formations of similar extension or comparable large size flat lands are known on the planet,
and present continental alluvial fans are several orders of magnitude smaller.
4 - Red coloring: do we have a general accepted interpretation of the red coloring of red beds?
The red color of red beds, especially those containing clayey material, is caused by the presence of fine
grained coating of hematite (Walker, 1967) deposited under oxidizing conditions. However, the iron
content is not different from other sediments and is the same as that of the interbedded grey and green
strata that were apparently deposited under a reducing environment. A red color commonly is seen as
proof of continental deposition, whether in a dry setting or in a humid tropical one. Red iron oxide
containing soils are quite common in all tropical countries, but they are never thousands of meters
Jan SNOEP.
5 - Para-conglomerates
Most major so-called continental red bed basins (ex. German Rotliegendes) start with a basal bimodal
para-conglomerate, generally red colored, and with clasts and pebbles that are at least partly rounded.
Generally they are wide spread and never chanelled and repeated several times higher up in the same
profile. Bimodal para-conglomerates are typical for most red bed sequences. Para-conglomerates
have been defined as bimodal matrix supported, and are completely different from present-day alluvial
river gravels, which are composed of channel fill pebble beds with hardly any matrix. Various types can
be distinguished which normally are not present together:
thick like the old red beds. In fact, there is no convincing proof for the generally accepted assumption
that siliciclastic red beds are always of continental origin. The presence of some varieties of hematite is
common in present laterites but there are no descriptions of occurrences of fossil laterites in red beds.
The absence of hematite coloring in young continental sediments, like alluvial, playa or lacustrine deposits,
is a major contrast between present (post Miocene) and ancient deposits. The W. European Triassic
contains “playa-lake and brackish marine red beds” (Feist-Burckhardt et al., 2008). There is proof that
in some cases hematite red coloring occurred a very long time after sedimentation.
The work by Glennie et al. (1978) on Rotliegendes samples from 2000 m depth below the North Sea
has shown that hematite coating was not present at the points where sand grains touch. This is proof
that there is an undeniable hypogene authigenic origin of the hematite in this case, and that red coloring
is not a surface phenomenon, as was already concluded by Walker (1967), but took place long after
sedimentation. Other neo-formation minerals include illite, chlorite, albite, analcime, dolomite, anhydrite,
quartz and calcite, all indicative of an alkaline (sodic) environment. Neoformed quartz in various red beds
shows homogenization temperatures, which increase with depth of burial. The author observed in the
Permo-Triassic red beds of Argana in Morocco the replacement of coaly tree roots, which are preserved
in a white sandstone layer, by hematite. Obviously hematite invaded laterally this sandstone lens preserved
under reducing conditions long after sedimentation.
Some sedimentologists accept the hypothesis that red beds are the result of redeposited alluvial laterites
or red soils (Krynin, 1950). The author surveyed thousands of drill cores from lateritic eluvium,
colluvium and alluvium on one of the tin producing islands of Indonesia. In spite of the omnipresence
of thick laterites with high iron content covering all hills, no trace of these laterites was ever found in the
corresponding alluvium. Apparently all ferric iron was immediately reduced to ferrous iron minerals (e.g.
glauconite marcasite) in the reducing alluvial environment.
Most authors (e.g. Glennie et al., 1978; Anini, 2001) agree that the hematite derives from the dissolution
of detrital minerals with Fe++ in a chlorinated environment with brines, especially when the temperature
increases with burial. At depth iron ions can precipitate as Fe+++ in the presence of oxygen, leading to
hematite formation. Apparently 4 factors control red coloring: (1) connate oxygen, (2) presence of ferrous
silicates (e.g. chlorite), (3) brines and (4) high temperatures and pressure as a result of burial (Wykes
& Manning, 2005). It seems that under these conditions the solubility of hematite increases strongly,
and one can imagine, that hematite crystallized a long time afterwards by decreasing temperatures long
after sedimentation, when sediments cooled coming closer to the surface. This process is in agreement
with several paleo-magnetic measurements on the red beds of the Colorado Plateau (Cutler formation)
showing a very long period of hematite formation long after sedimentation (Beck et al.. 2003). These
conditions do not occur under the present surface sedimentation conditions and hematite is usually absent
in young alluvium.
1 - Para-conglomerates, containing soft clasts and fragments of poorly indurated claystones or
marls. They show a similarity with the “rip up” conglomerates described in recent tsunami deposits. Soft
clasts were locally ripped off and underwent probably hardly any transport.
2 - Para-conglomerates with resistant clasts and pebbles. They generally show:
11
- A clayey gritty or sandy and in many cases hematitic and arkosic matrix, implying poor sorting
different from the well-sorted pebble beds of present rivers.
- Deposition of clasts and pebbles without interbedding showing very wide spread singleflow bulk deposits, often several meters thick. Mixtures of rounded boulders and sub-angular clasts
are common, indicating strong variations in transport distances as can be expected from the frequent
reworking by strong tides.
- Absence of flattened components with imbrication, both common in today’s river deposits.
- Dominance of highly resistant material such as quartz and quartzite, indicating the disappearance
through abrasion and grinding of softer pebbles, such as schists etc., owing to repeated reworking.
The red bed para-conglomerates show much resemblance with recent tsunami and Scabland deposits.
There are few examples of recent para-conglomerates, but recent bimodal tsunami deposits described
by Scheffers & Kelletat (2004) and others, and interbedded para-conglomerates of the Scablands
of the state of Washington (Figure 2) (Dutch, 2003) show a strong resemblance with the old paraconglomerates. Since there is abundant proof that the Scablands were the result of giant floods caused by
catastrophic ruptures of ice-barriers in Canada during the last ice-age similar sedimentation mechanisms
can be envisioned.
“Muddy” conglomerates have also been described from the Bay of Fundy with tidal amplitudes of up to
19 m and the Bay of Saint-Michel in France. Boulders and mixtures in all proportions of rounded gravels,
sands, silts and clays cover the bottom of the English Channel over large areas. Grain size depends directly
on the speeds (up to 8 knots) of the local tidal currents (Blanpain, 2006). Tsunami deposits originated
by various explosions of the Santorino volcano described by Bruins (2008) on the N.E. coast of Crete
look identical with the average red bed conglomerate (Figure 1).
Figure 1.
Jan SNOEP.
Tsunami:
deposit on the coast of
East Crete
(courtesy H. Bruins)
12
Figure 2.
Bedded paraconglomerates,
Scablands
(courtesy S. Dutch)
The ancient coarse-grained bimodal “conglomerates” are generally interpreted either the result of
torrential alluvial fans, mudflows triggered by flash floods, or of braided rivers. However the present
matrix supported alluvial fans have undergone very little transport and therefore contain practically no
rounded boulders and require a pronounced relief, which does not occur in the context of the ancient
para-conglomerates. Braided river deposits are always channelled and contain mostly normal uniformly
rounded pebble beds. Recent alluvial fluvial conglomerates do not show feldspar in their matrix.
Sandwave
crossbedding,
Dryfork basin,
Colorado Plateau
Figure 3.
Jan SNOEP.
7 - Unidirectional cross bedding
Unidirectional crossbedding is easier to explain for sand waves than for aeolian sands.
Sandstones with unidirectional cross-bedding are quite common in most continental basins as Dry Fork
Dome Cross Bedding (Figure 3). They are characterized by uniform grain size, large extensions and very
regular bedding with bed thicknesses of up to 30 m and cross bedding slopes with only small variations.
Most of the old sandstones displaying unidirectional cross bedding have been interpreted as aeolian sands
that were deposited under winds blowing from a stable direction. If this interpretation is correct, then
there is still a major discrepancy with modern dunes presenting always dune crests and cross-bedding of
varying directions and dips and never large parallel bed extensions.
Petersen et al. (1973) mention for the Cambrian sandstones of N. America, that the orientation of crossbedding is always away from the crystalline shields and apparently independent of wind directions. On
both sides of the Tethys the cross bedding has a remarkably stable orientation. In North Africa the dip
is always to the North during Cambro-Ordovician (Avigad et al., 2005) and during Barremien (Benton,
2000) as well as in the Nubian sandstones of the Nile valley in Egypt (author’s observation). In the
southern part of the German Rotliegendes the dip is to the South or South-west. On the Colorado Plateau
6 - Arkosic red beds
How come that the old red bed sands ones are so often arkosic?
Red beds containing detrital feldspar and/or mica are quite common. In many cases arkosic sandstones
occur repeatedly over long vertical profiles, indicating each time a very short time span between erosion
(abrasion) and sedimentation even in cases where continental crystalline sources are far away. No arkoses
occur in modern delta deposits or normal alluvial conditions since all feldspars were transformed into clay
a long time before their final sedimentation.
The well-known arkosic redbeds of the Ayer rock outcrop, part of the 6000 m thick huge Amadeus Basin
of Central Australia, and the thick Karroo sediments are good examples of repeated sedimentation of
feldspar. Since free detrital feldspar is very uncommon in present fluvial, alluvial or lacustrine sands or
clays, ancient sedimentation conditions in the major basins of siliciclastic sediments must have been very
different from the present continental ones. Again this is a major contrast between many old siliciclastic
deposits and the present ones. Violent tidal abrasion in the past followed by rapid sedimentation could
be an explanation.
13
Jan SNOEP.
(Navajo Sandstones) and in the Karroo sandstones the dip is mostly to the South-east (Loope, 2005).
Brand et al., (1991) provided proof that the widespread Permian Coconino sandstones in Colorado were
not aeolian but were deposited under water.
Flat-topped sand waves with unidirectional cross bedding have been described from several shallow seas
(Golden Gate Bridge, Barnard, 2006) and from the North Sea, with strong tidal currents. They show
resemblance with the ancient sands with unidirectional cross-bedding, but they are only exceptionally
invoked for older formations, in spite of the fact that, generally speaking, marine sand wave deposits
stand a better chance for preservation than aeolian terrestrial sediments in case of transgression. The
marine cross bedding internet animation of Rubin (2006) shows a striking resemblance with the Navajo
Sandstone cross bedding.
Could it be that shallow marine sand waves were underestimated as models for old sandstone formations
by sedimentologists and that many aeolian sands are in fact sandwaves?
The genetic interpretation of these sandstones has been the subject of much debate in the past, varying
from aeolian to alluvial with today a very large preference for the former. Only two American scientists,
Freeman & Visher (1975), invoked sand waves for the early Jurassic Navajo Sandstone, caused by strong
tides to explain the great thickness and inclined cross-bedding of these layers but their interpretation was
rejected. In 1979, Reiff & Slatt interpreted the western part of the Moenkopi formation (Nevada) as of
tidal origin.
14
8 - Ancient and modern playas
Red bed siltstones and shales, generally described as “playa deposits”, which commonly alternate with
sandstone and evaporites, represent enormous thicknesses in the red bed basins. Usually, they are not
well sorted, being a mixture of clay and very fine silt and sand and they show fine wide spread parallel
bedding, similar to the present-day tidal deposits of the Dutch Wadden sea (Tae Soo Chang, 2007). In
many areas they have a calcareous or dolomitic component and contain illite and montmorillonite as the
dominant clay minerals. There are many examples also of micaceous and arkosic siltites. As mentioned
above the most common authigenic mineral is hematite. Another common feature is the alternation of
red clayey horizons with evaporitic levels such as dolomite, gypsum or salt as described in the German
Rotliegendes. Chloritic siltite levels with a greenish or grey color, apparently deposited under reducing
conditions are quite common as well. The red bed playa deposits must have a marine origin.
Most of the red beds with a silty or argillaceous composition are interpreted as playa deposits because of
the frequent vestiges of pollen in the interbedded greenish or grey levels and the occurrence of tetrapod
footprints and the presence of evaporites. Marine vestiges are rare, but not absent with the presence of
ostracodes, shark teeth as in the Barremian of N. Africa (Benton, 2000) and many remains of quadrupeds
(reptiles and amphibians crustaceans and also insects are known). Ripple marks are not uncommon.
Lateral transition into clearly marine deposits is quite common. A continental, lacustrine or “playa” origin
is attributed to most of these deposits by nearly all geologists in spite of the absence of present-day red
colored equivalents.
A continental or lacustrine or “playa” origin, which is the conventional interpretation, is confronted with
several major problems :
- The presence of siliciclastic beds like fine sandy intercalations imply a minimum flow speed,
over a wide area which is absent in pure lacustrine conditions.
- The main characteristic of these deposits is their paucity of organic matter. In modern playas,
e.g. the Chott el Jerid in Tunisia (personal observations on drill cores by the author), organic matter is
abundant and no red coloring is known.
- Evaporites with the typical continental types of minerals like trona and bromide or lithium
salts described today in many recent playa deposits have never been recorded in the ancient red beds. The
interbedded evaporites associated with red beds have all marine compositions.
Again it can be concluded that a continental origin is difficult to prove for the red bed playa deposits of
the past.
Jan SNOEP.
10 - Red bed limestone and red beds with marine fossils
a - Red bed limestones
In the Austrian Alps, there are various recent studies on red early Turonian limestones with diagenetic
hematitization, which contain a fauna of nano-plancton and foraminfera (Wendler et al., 2005). Other
occurrences are reported from North East Turkey (Eren & Kadir, 1999) and the Upper Cretaceous
marly and sandy red beds were described in Romania (Melinte & Jipa, 2005). All occurrences are close
to the K/T boundary and seem related to the sea level rise of the Upper Cretaceous. These red limestones
(Eren et al., 2004) are doubtless marine limestones. They indicate an environment with less tidal effects
and less abrasion and detrital accumulation than in the main red bed periods.
b - CORB red beds
The well-known CORB (Cretaceous Oceanic Red Beds) red beds with abundant marine fossil content
(foraminifera etc.) in Austria, Rumania, Turkey and the Sinai peninsula are proven marine deposits
(Wagreicha & Krenmayer, 2004). Interpretation of the formation of authigenic hematite under strong
oxidizing conditions below sea level remains problematic, but is not in contradiction with the red coloring
process long after sedimentation (see chapter D).
c - Classical red beds with marine fossils
So far only a minority of red bed basins shows the presence of proven marine fossils, but many red beds
contain fossils which could be marine (ostracodes etc.)
- Kwagunt Formation (Precambrian), in the area of Carbon Butte, contains a large section of reddish
sandstone. The shales within this layer are black and the mudstones range from red to purple. Fossils to
be found in this layer are those of stromatolites, the oldest fossils to be found anywhere in the Grand
Canyon.
- Red beds within the Foreknobs formation (Devonian), in Grant County W. Virginia, contain
scattered marine fossils, such as brachiopods.
- From the fluvial Old Red Sandstone (ORS) of the Lower to Middle Devonian Wood Bay Formation
(NW-Spitsbergen), a diverse trace fossil assemblage, including two new ichnotaxa, is described:
Svalbardichnus trilobus igen. n., isp. n. is interpreted as the three-lobed resting trace of an early phyllocarid
crustacean (Rhinocarididae). Cruziana polaris isp. n. yields morphological details that point towards a
trilobite origin. Occurences of presumably marine trace makers.
- Various occurrences of shark teeth have been recorded in the Rotliegendes of the lower Permian of
Germany e.g. (Orthocanths senckenbergiensis). Authors refer often to sweet water sharks.
9 - Ancient and modern evaporites
The major old evaporite deposits can be easily explained as tidal deposits on vast tidal plains.
The common association of red beds and evaporites of all ages is striking on all continents. Presentday continental deposits do not contain great salt concentrations similar to the ancient ones. The old
accumulations are incomparably larger in size than the recent ones and are all of marine origin. Busson
(1972) draws the conclusion that the great salt accumulations of North Africa cannot be compared to
“supra-tidal or continental deposits”, but can only be of marine origin, the more so as these deposits are
commonly associated with high-energy conglomerates. He calls it a “marine desert” environment and
insists also on the strong variations between the proportions of different evaporitic minerals within a
single basin. Effectively, it is common to find hundreds of thousands of km3 of gypsum and limestone
of evaporitic origin widely separated from the normally associated halite. This indicates clearly that
conditions are different from the evaporation of a given quantity of seawater in a confined concentric
setting, such as in a salt lake. The present sebkahs in coastal areas of desert country are several orders
of magnitude smaller in size than the ancient salt accumulations. Present sedimentation conditions of
evaporites are very different from the ones that existed during various periods in the past. The oldest salt
deposits have been described in the Proterozoic of the Fenno-Scandian shield (Melezhik, 2005).
We may conclude that the major salt deposits associated with red beds are indicative of marine
sedimentation conditions.
15
- Pakicetus and contemporary archaeocetes have long been the oldest whales known as fossils (1–3).
All are from red beds of the lower Kuldana Formation in Pakistan and the upper Subathu Formation in
India, which are intercalated in a thicker sequence of Eocene marine sediments.
- More recently marine siliciclastic Cretaceous red beds with a marine fauna (thalassinoids) from the
Amazone basin were described by Rossetti et al. (2006).
North Sulfur River Fossil haven, Ladonia, Texas shows high concentration of shark teeth in upper
Cretaceous red beds.
11 - Absence of beech deposits
No fossil beech deposits associated with old red beds.
The interbedding of typical marine limestones and red beds of all kinds is very common. If the red beds
were deposited under continental conditions, beech sands would be a common occurrence.
However it is a remarkable fact that no typical beech deposits, as we know them on the borders of many
present continents, were ever described in the case of the many transitions between so called continental
red beds and marine deposits. The accumulation of black sands under the influence of wind, waves and
weak tides was never found in the old strata. Again an example of major differences between the old and
present conditions.
12 - Major lava outflows and red beds
How to explain association of red beds and lava outflows?
It is a well known fact that most of the major red bed basins contain also large sills of lava outflows (see
Table 1). The most striking examples are the Permian “trap” of Siberia with an original staggering volume
estimated as up to 4 million km3 spread out over more than 2 millions km² and the deccan traps of India
with the age of the K/T boundary also with an estimated original volume of up to 2 millions km3. It can
be demonstrated that major tidal activity during red bed periods may have also led to major deformations
of the Earth crust provoking lava outflows. Both are contemporaneous with major periods of extinctions
of life on the Planet. It is difficult to refute a causal relationship.
Ages of lunar lava flows range between 4.2 and 1.2 GA. They could be the result of periods of eccentric
lunar orbits. The fact that no lunar flows are known during the Phanerozoic may be the result of advanced
solidification of the Moon, which prevented deformation and lava flows after the Proterozoic.
Jan SNOEP.
First interpretation of mentioned major differences
How to explain the strong contrast between the old red beds and recent sediments?
The lack of present examples of the sedimentary facies similar to the ones of the past makes it difficult
to come up with acceptable interpretations. In spite of the fact that the contrasts mentioned above do
not come as a surprise for most sedimentologists, no recent publications mentioning these contrasts have
been found by the author and so far no satisfactory explanation for the many differences between the
assumed ancient sedimentation conditions, and the present mechanisms has been offered. The generally
applied principles of uniformitarianism require recent examples which can be observed today. The
absence of such examples opens the door for assumptions of sedimentation mechanisms unknown today.
So far only for two types of sediment mentioned in this essay some present examples have been found:
- the ancient para-conglomerates show similarity with tsunami and Scabland deposits, the muddy
conglomerates of Fundy Bay, and the muddy and sandy gravels in the English Channel.
- unidirectional crossbedding in sandstone beds show resemblance with modern sand waves
formed by tidal currents.
Both are indicative of major wide spread floods with varying intensity.
Red beds and major siliciclastic deposits are not regressive but transgressive.
It is assumed here that rapid changes between a marine and an arid environment on many continents,
16
which are traditionally interpreted as transgressive and regressive phases under shallow water conditions,
could be, in fact, episodes of gigantic tidal waves with abrasion and sedimentation much more extensive
and intensive than at present, producing huge siliciclastic basins on vast flat areas.
The Permian abrasions of the Variscan mountain chains of Western Europe are a good example. One can
assume that only violent transgressive tidal abrasion on the continents could explain the large production
and spreading of big volumes of detrital siliciclastic deposits. The common occurrences of marine
sediments and evaporites on the same continents can be interpreted as proof of flooding of these flats
during longer periods in the past. Six transgressions have been described in the german Rotliegendes.
Is it possible to explain all major contrasts summed up above by the assumed gigantic tidal floods during
various periods in the geological past?
Jan SNOEP.
The European Permian abrasion with the deposition of the huge sediment accumulation of the
Rotliegendes is also a good example. After a short quiet rainy continental interval without tidal waves
with sedimentation of clay with organic matter (pollen) producing the ”Kupferschiefer”, the sea rose
again and deposited on top of the vast tidal flat the enormous salt deposits of the Zechstein with
much weaker tidal incursions. The total absence of a littoral facies between the so called continental
Rotliegendes and the marine Zechstein, which has been often questioned, becomes clear. The overlying
Triassic could be also an extreme case of continuous facies spreading again over a huge tidal flat starting
with siliciclastic material (Buntsandstein) under strong tidal action followed by weaker tidal waves allowing
limestone (Muschelkalk) formation.
J. Ricour (1962) described in his thesis the European Triassic, as a “succession deposited on an incredibly
plane surface that was formed through the constant interaction of sea and land”.
Red coloring requiring the presence of oxygen and salt and the absence of organic matter and rising
temperature because of burial, can be explained by the muddy tidal waters charged with clayey material
preventing all penetration of sun light, so that aquatic life became impossible. The violent floods must
have favored the mixing of free oxygen with the connate waters. High salinity could have been the
result of evaporation of the shallow seawater over the vast tidal flats. Green or grayish intervals were
apparently the result of longer periods, that tidal flooding was interrupted, and that rainfall allowed for
the elimination of salt and development of vegetation.
The presence of para-conglomerates, which develop under violent sedimentation circumstances at
present, has been explained above. One can expect that any increased tidal activity with higher tidal
waves and increasing flow speed, favors the erosion and transportation of coarser material as in tsunamis.
The frequent coexistence of boulders, clasts and feldspar indicates in part reworking of mobile material
A critical review is presented below:
The accumulation of vast quantities of siliciclastic sediments on the continents can be explained by the
abrasion caused by the daily incursion of tsunami like waves. Present coasts (Atlantic coast of France)
can recede several meters per decade under the pressure of tides of up to 12 m amplitude and of storm
waves. Over millions of years this abrasion can reach an extension of thousands of km.
The absence of old deltas on the rims of the old continents can be explained by tidal currents much
stronger in the past than at present. Continental alluvial run off of sediments was not transported by
major rivers and could not accumulate in a delta, but must have been spread out over much larger areas
by these tidal currents on the continents themselves, without centralized run off, so that deltas could not
develop.
Intercalated “continental” siliciclastic facies like the Morrison Formation (?) and the North African
Barremien and the European Buntsandstein can be interpreted by the repeated strong tidal waves, which
may have spread out the coarser components over very large areas of tidal flats with hardly any slope.
The presence of beds of perfectly rounded quartz at several hundred km distance from the crystalline
basement as described for the Barremien of North Africa, becomes acceptable.
17
Jan SNOEP.
mixed with very fragile products like feldspar, which indicates a very short time span between erosion
and sedimentation.
The same argumentation can be used for the arkoses, which cannot have been transported over long
distances or during long periods like river sands. Strong tidal activity with fast sedimentation can explain
their origin.
Unidirectional cross bedding, which is characteristic for sand waves as they occur at present, must have
been also very common under strong tidal conditions in the past. The unidirectional cross bedding
occurring on both sides of the Tethys could be the result of the backflow of tidal waves invading the
continents North and South of the ancient Mediterranean. As the Tethys seems to have been open to
thePacific in the East and closed by France and Spain in the West (Stâmpfli, 2008), tidal waves coming
from the East could have undergone a funnel effect increasing the tidal amplitude towards the West. The
fact that the Easter Tethys contains the Cretaceous oceanic red beds rich in plankton, could be explained
by the hypothesis that here the tidal waves coming from the East (Pacific) were not yet muddy from the
backflow of the continent from both sides, and still full of life.
Many characteristics of the argillaceous red beds usually interpreted as playas can be easily interpreted
as tidal deposits. The large extension of regular bedding, silty composition and frequent occurrence of
evaporites and Mg and Ca carbonates can be expected under tidal circumstances. Intercalated sandstones
represent periods of increased flow-speeds. Tetrapods commonly equipped with large spread feet could
have been good swimmers and well adapted to muddy flats. The frequent occurrence of shark teeth and
other marine fossils is an indication of a marine origin.
Finally the occurrence of the major gigantic evaporites is also in agreement with the tidal concept. As the
strong tides are responsible for the vast tidal flats, one can expect that the daily flooding by new clear sea
water in a dry climate from tides with lower amplitudes can cause rapid accumulation of evaporites. After
sedimentation of all detrital matter near shore, further inland evaporitic dolomite will precipitate first,
when water depth of the incoming tides is decreasing. After this, in the tidal influx, which is becoming
more and more shallow, gypsum is next to precipitate. Halite and potassic evaporites will precipitate
last, in even shallower water without any detrital influx from the coast, at the extreme reach of the tidal
incursions that will bring in very saline water from which evaporation has already removed its Ca, Mg and
SO4 (gypsum) ions. The great thicknesses of evaporite commonly observed can be the result of down
warping under the weight of the sediments. The hypothesis of great diurnal tides penetrating far inland
under arid conditions may provide an explanation for most salt deposits. This mechanism is not very
different from the present sebkahs. The much more extensive abrasion with its huge tidal flats in the past
allowed the much larger evaporite accumulation of the past.
18
Flora and fauna in an episodic tidal environment
The red bed environment shows a mixture of continental and marine life.
Is it possible to find an acceptable interpretation for the fact, that in spite of the assumed violent floods
under arid climatic conditions, characteristic for the red bed environment, there are so many examples
of the presence of living organisms? It is a well known fact that a long list can be made of traces left
by plant remains and of an important reptile, amphibian and fish fauna. Argillaceous and silty red beds
are host of a large variety of fish remains (acanthodes), ostracodes, and footprints of reptiles and
amphibians. There was coexistence between land and sea dwelling animals. The fauna and flora of the
North African Barremian and the Jurassic Morrison Formation on the Colorado Plateau show many
similarities. In both cases there is a very large variety of flora and fauna with the characteristic abundance
of reptiles (dinosaurs) in the Morrison Formation. The latter are not typical red beds with their variety of
colors: green, gray and maroon, but they show the same huge horizontal extension characteristic of the
common tidal deposits. There could be a correlation between these variable colors and the lack of strong
brines associated with an arid climate. An intermittent humid climate could explain the development of
vegetation and tetrapods. It can also be argued that flooding of the tidal plains by the sea must have been
in this case episodic and catastrophic, either by exceptional high tides or by real tsunamis. After long
periods of quiet in a flat marsh or lagoon setting, the sudden influx of great tides may have provoked
flooding that killed off large numbers of land-dwelling animals and buried whole forests, e.g. the Triassic
Petrified Forest in Arizona. Strong variations in the amplitudes of the tidal waves can be expected each
time that strong winds blow in the same direction as the tidal wave. This is a well known phenomenon on
very large extensions of shallow waters like the assumed tidal flats.
Jan SNOEP.
Very long necks, gigantism and bipedalism may have been the defense of dinosaurs against sudden floods.
The bipedal characteristic of many dinosaurs started already during Triassic period (Eoraptor, Herrerosaurus)
and is usually interpreted as an asset for higher speed, but can also be ascribed to survival during floods,
where bipedalism is not an advantage for swimming. The long hind-legs, which is one of the major
characteristics of many dinosaurs may have helped them to stand up during floods and keep their heads
above the water. Long necks are usually attributed to consumption of vegetation on trees; but could also
have been a protection against major floods for animals unable to swim. Airbags have been described
for various dinosaurs but its function has not been interpreted. Did they improve their floatability? The
impressive dimensions of many genera may have had the same effect of resisting against sudden floods.
The fact that the major surviving reptiles as crocodiles turtles and snakes are all swimmers may confirm
the role of floods as the major menace for the ancient reptiles. The development of pterosaurians and
birds may have been triggered by the same selection process.
Various authors mentioned the amazing fact that so many of the reptile remains were undisturbed by
predators, and must have been buried thoroughly under catastrophic conditions like burial by sudden
flash floods.
It is a well known fact that most of the abundant ichnofossils of reptiles which are described on all
continents are located on surfaces that were humid, sandy, silty and often calcareous and with few vestiges
of vegetation. Since tidal flat lands cover much larger areas than flooded riverbanks and usually do not
contain vestiges of vegetation they show more foot prints than alluvial flats.
Various dinosaur graveyards were littered with fish remains. The Gadoufaoua deposit in the Niger
described by P. Taquet (2001), known for the occurrence of the infra cenomanien crocodile Sarcosuchus
imperator, contains fossils of Actinoptérygien, Lepidotes, Coelacanthes and sweet (?) water shark teeth. All
of these remains were considered as of fluvial origin, in spite of the fact that a dated cenomanian marine
formation with limestones is lying on top. Two other basins of similar age and fossil composition were
described in Gabon and in Brasil; the Bahia basin and the Reconcavo basin containing the well known
Chapada de Araripe deposit. For the last one Mitsuru Arai (2000) claims a marine origin for various
reasons. Is it possible that several dinosaur graveyards considered to be the result of continental (fluvial)
floods are in fact provoked by sudden marine incursions?
Red beds, gigantic tides and extinctions of dinosaurs
It is generally accepted that the biggest marine extinction in history took place at the transition between
Permian and Triassic. The sudden transition between the end of the zechstein with its marine limestones
and evaporates deposited under calm tidal conditions and the start of the Buntsandstein of the Triassic
which accumulated siliciclastic sediments transported over exceptional large flats, apparently moved
by very violent tides, can explain the extinction. The strong abrasion and widespread tidal sea currents
carrying silt and clay must have covered large parts of the oceans, killing off all living organisms by
the total obstruction of penetration of sunlight. On Figure 5 a, correlation has been sought between
the major evaporite accumulation periods, which are contemporaneous with the major tidal floods, and
extinctions. The P/T extinction is the best example, but other correlations can be assumed.
Is it possible that dinosaurs living on continents also underwent the effects of large floods?
Many authors describe dinosaure fossils covered by flat lying calcareous or dolomitic sands, silts and
conglomerates (Taquet, 2001) sometimes accompanied by fish remains and marine mollusks. In the
graveyards of Dinosaure the fossils are even non disturbed. Usually flashfloods are invoked for the cause
of death, but if marine vestiges are present sudden incursions of the sea are a possibility.
19
Jan SNOEP.
Is there a possibility that the K/T dinosaur extinction was also caused by major floods?
The subject has provoked a vast amount of theories (80) but the majority is based either on the meteoric
Chicxulub impact or the massive lava outfow of the Indian Deccan trapp. The large amount of arguments
of these phenomena are well known, but critics quote the extension of the extinction period of 8 MY
instead of an instantaneous phenomenon, the extinctions in a upper pelagic environment, and, most of
all, the unexpected survival of the mammals and of most of the continental flora.
It can be demonstrated that the major flood theory stands up against this criticism:
- Various arguments were advanced above that most dinosaurs were poor swimmers.
- Protecting eggs during very strong floods is a major difficulty and all surviving swimming
reptiles (crocodiles, sea-turtles) lay their eggs on shores.
- All mammals can swim and can save their offspring during floods.
- During Cretaceous an unexplained rise of the sea level of between 200 and 300 m may have
contributed to the extinction.
- The extinction of rudists, ammonites, belemnites and other pelagic fauna could have been the
result of particular violent tidal waves, and is at least proof for an important role played by the oceans.
- The same waves may have caused also the disappearance of various marine reptiles
(ichthyosaurians, platypterygides, mosasaurian etc because of the destruction of most marine food and
destruction of eggs under marine conditions.
- The planctonic foraminifers are strongly reduced in numbers.
- Various authors (Benton) claim the presence of a period of strong environmental stress as the
cause of extinction. Not a sudden catastrophe.
Though the causes of major extinctions are not the issue of this essay, further research along these lines
seems warranted.
20
Hypothetical mechanism of gigantic tides explaining the observed phenomena
How can these tidal waves penetrate so far in land?
As stated above, in order to explain all observed phenomena in detrital basins, it is essential to recognize
the necessity of very high energy floods covering large surfaces. These conditions are not known today,
excepted as a result of incidental tsunamis, which are restricted to shores. Daily incursions of giant tidal
waves with suspended muddy components during several days every month, preventing the penetration
of light, over vast shallow tidal plains are likely to have severely affected all coastal life during certain
periods. Moreover the abundance of salt and oxygen in this type of azoic environment explains the tidal
red coloring as mentioned above. Finally, it is striking that the mass extinction of about 95 % of all marine
species living during the Paleozoic occurred at the Permo-Triassic transition, a period during which globalscale great devastating tidal activity is here assumed.
Is it plausible that a huge daily tidal wave of several tens of meters amplitude, could be capable of
advancing inland over hundreds of kilometers forming tidal plains, thus covering them with a thick layer
of water? Would such a wave not be quickly be attenuated, in particular by encountering the return flow
of the previous tide? It is supposed here that thick tabular sandstone layers clearly show the effects of
uni-directional backflows towards the open sea with high flow rates over large areas, requiring sufficient
water depth to maintain such a flow. The observations indicate great backwash with sufficient water depth
and flow velocity to have deposited the thick sandstone layers with inclined bedding directed towards the
ancient oceans like was observed for the Tethys.
The transport of Appalachian zircons towards the Colorado Plateau sands (Dickinson et al., 2003;
Perkins, 2003) and the transportation of zircons from East of Brazil (Russel, 2005) to the center of
Brazil may be explained by gigantic tides coming from the East.
How can tidal waves penetrate very deeply into continents?
It is postulated here that the origin of such water depth lies in a daily succession of giant tides, piling up
a thick layer of water preventing by its speed and height the backflow that will have much smaller flow
As to red beds and other major “continental” detrital deposits, and their genesis, the traditional doctrine
of uniformitarianism, which postulates, that the geological past can be explained by understanding today’s
geological phenomena, is not easy to apply, because of the major contrasts in facies and distribution of
sediments between the present and the past. Catastrophism, calling upon meteorite impacts, massive
effusion of lava, polar wandering, superchrons and the non-applicability of today’s phenomena, finds
increasing numbers of adherents. Many authors insist on the lack of stability over long periods of the
Conclusion
Jan SNOEP.
Possible role of the Moon
Recent astronomic research explaining the “Lunar puzzle of Laplace” (1799) by Innanen (2006), and
Garrick-Bethel et al. (2006), and Cuk (2007) explaining the asymmetric bulge of the Moon, led them to
the conclusion that in the past, Moon orbits must have been strongly eccentric as a result of gravitational
resonance between the Moon and Jupiter and Venus and changes in the distribution of continents and
oceans. These assumptions are completely in agreement with the mentioned hypothesis of giant tidal
waves alternating with weak tides. A strong eccentric orbit of the Moon around the Earth may explain the
changes within the month between very strong and weak diurnal tides. Whenever the Moon is close to the
Earth, tides are very strong, and in daily repetition when near the apogee tides become very weak. Moon’s
orbit around the Earth in the past may have been elliptical to varying degrees, becoming more circular
during periods of low tides like at present. The observation, that red bed periods show commonly also
stronger volcanic activity and major lava out flows may also confirm the eccentric Moon orbit as the Earth
crust also underwent deformation. Since the eccentric orbit of the Moon is described as an astronomic
resonance phenomenon, the assumption of repetitions at certain epochs, as we can see for the major red
bed periods could become acceptable.
Another possible cause of variations in the lunar orbit could be the nearby passing of an errant celestial
body, like the asteroid, which is held responsible for the impact with the Earth which created the Moon, as
is accepted by most astronomers. Fargion et al., (1998) mention in their paper “Tidal effects of passing
planets and mass extinctions” the possibility that planetary mass objects present between the Kuiper belt
and the Oort cloud may have caused the various anomalous moon orbits of other planets in the Solar
system and may have passed near the Earth disturbing the normal Moon orbit. They also presume that
major extinctions, like the P/T extinction of 251 MY, combined with the massive basalt outflow in Siberia
may have the same origin.
The multitude of uncertainties and variables may explain why sedimentologists in general have not taken
into account the potential role of variable tides and waves. In fact, it is mostly taken for granted, that tidal
effects were not very different in the past from the present ones and consequently their role in erosion
and sedimentation phenomena have not received much attention.
Obviously this essay is not more than a first approach, but in spite of the high complexity of
reconstructing ancient tides and correlated sedimentation, much more work is required for firming up the
exact correlation between sedimentation and lunar orbit changes in the past.
rates and velocities. This mechanism might explain the intermittent build-up of considerable water depth
of several tens of meters. When such a succession of high tides was followed by a period of low tides,
the backflow could develop afterwards whereas water depths decreased on the tidal flats where they had
previously increased during successive high tides. These backflows over vast areas presumably controlled
the deposition of thick sand beds (sand waves) characterized by uni-directional cross bedding that dips
consistently towards the open sea as mentioned above.
The enormous differences in facies going from very coarse para-conglomerates to fine silts and evaporites
should be logically explained by variations in amplitude of the tidal floods and the distance from the open
seas.
The question arises how this alternation of weak and very strong tides can be explained.
21
Earth, Moon, Sun system. Thus the search for explanation of mechanisms, which could have been active
in the past, but not known to exist today, is warranted.
Red beds and the great continental basins filled with detrital deposits, so different from recent deposits
because of their volume, bed thickness and extension, color, and association with enormous volumes of
evaporite, require a non-uniformitarian genetic hypothesis. Thus, the hypothesis that in the past gigantic
tidal waves played an important role appears plausible. Such tides may have had multiple causes, including
a different shape of the lunar orbit as recently calculated by astronomers, and also resonance phenomena
due to changing position of continental plates, or other factors.
The author is quite aware that his non-uniformitarian theory goes against many of the conventional –
and rigorously actualistic – notions published on these so-called “continental” deposits, but he feels that
the time has come for a critical re-examination of all evidence. There has been an important “red bed
controversy” in the past regarding the so called continental deposits of the USA which is another good
reason for renewed research.
For the moment, this paper must be seen as a proposed reinterpretation of a large number of well known
facts, well described by geologists, and it is also based on a few observations made by the author. A critical
review of sedimentation mechanisms evoked by many authors, but which are difficult to accept, the latest
astronomic calculations of the lunar orbits of the past, and several discussions with “fellow doubters”
has also been used to come up with a new interpretation of the sediments present on all continents.
However, the author is aware of the fact that many large fields of research are insufficiently explored, and
he hopes that other scientists may take up this idea, in order to verify its validity through multi-disciplinary
research. In case of an affirmation of the gigantic tidal hypothesis, a huge amount of reinterpretation and
reconstruction will be required of the tidal history of this Planet. The attention given to the red beds of
our planet and their similarity with the Martian sedimentation is another good reason for a complete new
appraisal of the red beds.
Acknowledgements
This article has been considerably improved thanks to critical reviews and comments especially by Dr.
P.A. Ziegler, who assisted very much with references and annotations, Dr. G. Busson, Dr. P.A. Bailly,
Dr. J. Ricour, Dr. Dieter Kelletat with comments, and translation by M. Kluyver and A. Bruno. Their
willingness to conduct critical reading does not imply for all of them their full acceptance of the working
hypothesis of the author.
Jan SNOEP.
Bibliography
22
Amini A., 2001. Red colouring of the upper red formation in central part of its basin, central zone Iran. J.Sci. I.R.
Iran, 12 (2): 1-145.
Al Sharhan A.S. & Nairn A.E. 1997. Sedimentary basins and petroleum geology of the Middle East. Elsevier Ed., 843 p.
Avigad D., Sandler A., Kolodner K., Stern R.J., Mc Williams M., Miller N. & Beyth, M. 2005. Massproduction of Cambro-Ordovician quartz-rich sandstone as a consequence of chemical weathering of Pan-African
terranes. Environmental implications. Earth Planet. Sci. Lett., 240: 818-826.
Barnard P., 2006. Giant underwater sand waves seaward of the Golden Gate Bridge, USGS, Sound Waves monthly
newsletter.
Beck M.E., Burmester R.F. & Housen B.A., 2003. The red bed controversy revisited: shape analysis of Colorado
Plateau units suggests long magnetization times. Science Direct, 362 (1-4): 335-344.
Bensing J., Mozley P.S. & Dunbar N.W., 2005. Importance of clay in iron transport and sediment reddening.
Evidence from reduction features of the Abo formation, New Mexico. Journ. Sediment. Res., 75 (4): 562-571.
Benton M.J., Juul L., Storre G.W. & Galton M.P, 2000. Dinosaurs and other fossil vertebrates from fluvial
deposits in the Lower Cretaceous of Southern Tunisia. Palaeo, 157: 227-246.
Bierman P.R. & Caffee M.W., 2001. Slow rates of rock surface erosion and sediment production across the Namib
Jan SNOEP.
Desert and escarpment, Southern Africa. American Journal of Science, 301: 326-358.
Blanpain O. et al., 2006. Modélisation numérique de la genèse des structures sédimentaires superficielles de la
Manche. Application à la modélisation intégrée de l’écosystème. Journées des thèses IRSN, 25-27.
Bowring S.A., Erwin D.H., Jin Y.G., Martin M.W., Davidek K. & Wang W., 1998. U/Pb Zircon geochronology
and tempo of the End-Permian Mass Extinction. Science, 280: 1039-1045.
Brand L.R., Thu Tang, 1991. Fossil vertebrate footprints in the Coconino Sandstone (Permian) of northern
Arizona: evidence for underwater origin. Geology, 19 (12): 1201-1204.
Bruins H.J., Gillivray A.M., Costas J., Synolakis E., Benjamini C., Keller J., Kisch H.J., Klügel A. & van
der Plicht J., 2008. Geoarchaeological tsunami deposits at Palaikastro (Crete) and the Late Minoan IA eruption of
Santorini. Journ. of Archaeol. Sc., 35: 191-212.
Busson G., 1972. Principes, méthodes et résultats d’une étude stratigraphique du Mésozoïque saharien. Mémoires du
Mus. Nat. d’Hist. Nat., Paris, 26, série C : 441 p.
Busson G., 1974. Le Trias évaporitique d’Afrique du Nord et d’Europe occidentale : données sur la paléogéographie
et les conditions de dépôt. Bull. Soc. Géol. France (7), XVI (6) : .
Busson G., 1978. Genèse des évaporites : les enseignements des milieux épicontinentaux apparaissent-ils
transposables aux évaporites de marge océanique ? Bull. Soc. Géol. France (7), XX (4) : 533-545.
Busson G. & Cornée A., 1989. Données sur les paléoclimats déduites de la sédimentation continentale du
Mésozoïque saharien. Cifeg 1989/18, Publication occasionnelle.
Busson G. & Cornée A., 1989. Quelques données sur les antécédents climatiques du Sahara : la signification des
couches détritiques rouges et des évaporites du Trias et du Lias-Dogger. Bull. Soc. Géol. France, (8), V (1) : 3-11.
Busson G. & Cornée A., 1991. The Sahara from the Middle Jurassic to the Middle Cretaceous: data on environments
and climates based on outcrops in the Algerian Sahara. J. of African Earth Sciences, 12 (1-2): 85-105.
Chamley H., 1988. Les milieux de sédimentation. Editions TEC & DOC Lavoisier, Paris : 174 p.
Cheikh Bennani A. et al., 2000. Catastrophic flooding of an aeolian dune field: Jurassic Entrada and Todilto
Formations, Ghost Ranch, New Mexico, USA. Sedimentology 47: 1069-1080.
Cox E., Elmore E.D. & Evans M., 2005. Paleomagnetism of Devonian red beds in the Appalachian Plateau and
Valley and Ridge provinces. Journ. of Geophys. Res., 110 (B8), DOI: 10.1029/2005JB003640.
Cuk M., 2007. Excitation of lunar eccentricity by planetary resonance. Science, 3318 (5848): 244 p.
Currie B.S., 1998. Upper Jurassic Morrison and Cedar Mountain formations, NE Utah-NW Colorado; relationships
between non-marine deposition and early Cordilleran foreland-basin development. Journal of Sedimentary Research,
68 (4): 632-652.
Dickinson W. & Gehrels G.E., 2003. U–Pb ages of detrital zircons from Permian and Jurassic aeolian sandstones
of the Colorado Plateau, USA: paleogeographic implications. Sedimentary Geology, 163: 29-66.
Dutch S., 2003. Channeled Scablands: Othello to the Dales. Available on www4.usp.edu/geo/projects/geoweb/
participants.dutch/vtrips/Scablands4.htm.
Eren M. & Kadir S., 1999. Color origin of upper Cretaceous pelagic red sediments within the Eastern Pontides
northeast Turkey. Geologische Rundschau, Int. J. of Earth Sciences, 88: 593-595.
Fargion D. & Arnon D., 1998. Tidal effects of passing planets and mass extinctions. Available on arXiv:astroph/9802265v1.
Freeman W.E. & Visher G.S., 1975. Stratigraphic analysis of the Navajo Sandstone. Jour. Sed. Petrology, 45: 651-668.
Freeman W.E. & Visher G.S., 1976. Stratigraphic analysis of the Navajo Sandstone. Reply Jour. sed. petrology, 47:
491-497.
Friedman G.M. & Sanders J., 1975. Principles of sedimentology. John Wiley & Sons Ed. New-York: 192empelarp.
Garrick-Bethell I., Wisdom J. & Zuber M.T., 2006. Evidence for a Past High-Eccentricity Lunar Orbit. Science,
313 (5787): 652-655.
Glennie K.W., Mudd G.C .& Nagtegaal P.J.C., 1978. Depositional environment and diagenesis of Permian
Rotliegendes Sandstones in Leman Bank and Sole Pit areas of the UK southern North Sea. J. Geol. Soc. London, 135:
25-34.
Hallam A., 1984. Pre-Quaternary sea level changes. Ann. Rev. Earth Planet. Sci., 12: 205-243.
Hallam.A., 1998. Mass extinctions in phanerozoic times. Geol. Soc; London, Special Public., 140: 259-274.
23
Jan SNOEP.
24
Hartley A., Howell J., Mather A.E. & Chong G., 2001. A possible Plio-Pleistocene tsunami deposit, Hornito, N.
Chile. Rev. Geol. Chile, 28(1), available on http://dx.doi.org/10.4067/S0716-02082001000100007.
Haq B.U., Hardenbol J. & Vail P.R., 1987. Chronology of fluctuating sea levels since the Triassic. Science, 235:
156-1167.
Innanen K., 2006. Planetary science, solving La Place’s Lunar puzzle. Science, 313(5787): 622-623. DOI: 10.1126/
science.1131113 313.
Kelletat D. & Schellmann G., 2002. Tsunamis on Cyprus-Field evidences and 14 C dating results. Zeitschrift für
Geomorphologie, NF, 46 (1) : 19-34.
Kiersnowski H., Paul J., Peryt T.M. & Smith D., 1995. Facies, paleography, and sedimentary history of the
Southern permian Basin in Europe. In : P.A. Scholle, T.M. Peryt and D.S. Ulmer-Scholle (Eds) : The Permian of
Northern Pangea. Springer-Verlag (Berlin) : 119-136.
Kiersnowski H. & Buniak A., 2006. Evolution of the Rotliegendes Basin of North Western Poland. Geol. Quart.,
Warszawa, 50 (1): 119-138.
Krynine P. D., 1950. Petrology, stratigraphy and origin of the Triassic sedimentary. Bulletin of the Connecticut Geology
and Natural History Survey, 73: 239 p.
Loope D.B. & Rowe C.M., 2005. Seasonal patterns of wind and rain recorded by the Navajo Sandstones. Journal
of the Dan O’Laurie Museum, Moab, Utah, Canyon Legacy, 54: 8-12.
Melezhik V.A. Fallick A.E, Hanski E.J., Kump L.R., Lepland A., Prave A.R. & Strauss H., 2005. Emergence
of the aerobic biosphere during the Archean Proterozoic transition: Challenges of future research, GSA-Today, 15:
4-11.
Melinte M.C. & Jipa D., 2005. Campanian-Maastrichian marine red beds in Romania: biostratigraphic and genetic
significance. Cretaceous Research, 26: 49-56.
Milligan M., 1999. The geology of Goblin Valley State Park. Utah Geologic Survey Ed.: 21 p.
Mound G.A. & Mitrovica J.X., 1998. True polar wander as a mechanism for second-order sea-level variations.
Science, 279: 534-537.
Nichols K.K. Bierman P.R., Foniri W.R., Gillespie A.R., Caffee M. & Finkel R., 2006. Dates and rates of arid
region geomorphic processes, GSA-Today, 16: 4-11.
Perkins S., 2003. Long ride West - Many Western sediments came from the Appalachians. Science News, 164(9):
131‑132. DOI: 10.2307/3982053.
Petersen M.S., Rigby J.K. & Hintze L.F., 1973. Historical geology - North America. William C. Brown Pub. Iowa:
193 p.
Picard D., 1977. Stratigraphic analysis of the Navajo Sandstone, a discussion. J. Sediment. Petrol., 47: 475-483.
Reif D.M. & Slatt R., 1979. Red Bed Members of the Lower Triassic Moenkopi Formation,
Southern Nevada: sedimentology and paleogeography of a Muddy Tidal Flat Deposit. Journal of
sedimentary research, 49: 869-890.
Ricour J., 1962. Contribution à une révision du Trias français. Thèse Sc. Paris, Mém. Carte Géol. Fr. : 471 p.
Rubin D.M. & Carter Carissa L., 2006. Bedforms and cross-bedding in animation, US Dept. of Int., USGS,
Western Coastal and Marine Geology, available on http://walrus.wr.usgs.gov/seds/bedforms/.
Ronov A.B., Khain V.E., Valukhovsky A.N. & Seslavinsky K.B. 1980. Quantitative analysis of Phanerozoic
sedimentation. Sedim. Geol. 25: 311-325.
Rossetti D.F. & Netto R.G., 2006. First evidence of marine influence in the Cretaceous of the Amazonas Basin,
Brasil. Cretaceous Research, 27: 513-528.
Russel W.M., 2005. Understanding Zircon Transport in the Modern Amazon River. Joint Meeting Pacific Section,
AAPG & Cordilleran Section GSA, April 29-May 1, San José, California.
Sancaran A.V., 1997. True Polar wander and marine transgressions. Curr. Sci., 73: 636-639.
Shcherbinina E., 2005. Lithology and biostratigraphy of marine red beds of the Eastern Caucasus, Geophys. Res.
Abstr., 7, available on SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU05-A-01340.
Scheffers Anja & Kelletat D., 2004. Bimodal tsunami deposits - a neglected feature in paleo-tsunami research,
in T Dolch & G Schernewski (eds), Geographie der Meere und Küsten : Ergebnisse der 22. Jahrestagung des
Arbeitskreises «Geographie der Meere und Küsten» in Warnemünde, EUCC, Die Küsten Union Deutschland,
Jan SNOEP.
Coastline Reports, 1 : 1-20. Univ. Duisb. Essen, Coastline Reports, 1 : 1-20.
Scheffers Anja & Kelletat D., 2005. Tsunami relics on the coastal landscape West of Lisbon, Portugal. Science of
Tsunami Hazards, 23 (1): 3-16.
Scholte P.A., Peryt T.M. & Ulmer-Scholle D.S., 1995. The Permian of North Pangea. Tome 1 Paleogeography,
Paleoclimates, Stratigraphy. Springer-Verlag Ed., Berlin and Heidelberg : 261 p.
Stampfli G.M., Hochard C., Wilhem C. & Von Raumer J., 2008. Global reconstruction and Database project. Search and Discovery. Article #30055.
Tae Soo Chang, Burghard W.Fleming & Bartholomä A., 2007. Distinction between sortable siltites and
aggregated particles in the muddy intertidal sediments of the Frisian Wadden Sea. Sedimentary Geology 202(3): 453-463.
Taquet P., 2001. L’Empreinte des dinosaures. Ed. Odile Jacob, Paris : 363 p.
Varadi F., Runnegar B.& Ghil M., 2003 Successive refinements in long term integrations of planetary orbits, The
Astrophysical Journal, 592: 620-630. Available in DOI: 10.1086/375560.
Visser J.N.J., 2008. Deglaciation sequences in the Permo-Carboniferous Karroo and Kalahari basins of S. Africa.
Sedimentology, 44(3): 507-552.
Wagreicha M.A. & Krenmayr H.G., 2004. Upper Cretaceous oceanic red beds (CORB) in the Northern
Calcareous Alps (Nierental Formation, Austria): slope topography and clastic input as primary controlling factors.
Elsevier Ed. Cretaceous Research, 26: 57-64.
Waterston, C.D., 1962. A new Upper Old Red Sandstone fish locality in Scotland. Nature, 196: 263.
Walker T.R., 1967. Formation of red beds in ancient and modern deserts. Geol. Soc. Am. Bull., 78: 353-368.
Wendler I., Wagreich M., Neuhuber S. & Wendler J., 2005. Development of highly toxic pelagic sedimentation
in the Lower Turonian - a high-resolution analysis, Buchberg, Austrian Alps. Geophys. Res. Abstracts, 7: 10805.
Available on SRef-ID: 1607-7962/gra/EGU05-A-10805.
Wykes J. L. Manning, 2005. Hematite solubility in NaCl and CaSiO3-bearing aqueous fluids at 10 kbar and 800 C.
American Geophysical Union, Fall Meeting 2005, abstract #V31C-0619. Available on http://adsabs.harvard.edu/
abs/2005AGUFM.V31C0619W.
Yale Bulletin & Calender, Sept. 26, 2003. Geol. and Geoph., Team traces Utah desert sand to Appalachian Mountains.
Ziegler P.A., 1982. Geological Atlas of Western and Central Europe. Shell Internationale Petroleum Maatschappij B.V.:
130 p.
25
Abstract
Se determinan los patrones hidrogeoquímicos
del agua subterránea de la Cuenca Norte de
Matanzas (Subcuencas M-I, M-II, M-IV y
M-V) y su relación con el medio geológico
drenado, y se hacen estimaciones de dicha
composición mediante mediciones de
conductividad eléctrica y relaciones matemáticas.
Los datos del agua que presentan un solo
patrón hidrogeoquímico a través del tiempo,
ajustan bien al modelo de la línea recta que
pasa por el origen de coordenadas; cuando
exhibe un número discreto de patrones,
el ajuste es mejor mediante el empleo del
modelo polinónimico de segundo grado o el
de la línea recta con intercepto diferente de
cero; mientras que cuando la composición
química varía mucho temporalmente y la
misma puede expresarse mediante numerosos
patrones hidrogeoquímicos, es necesario,
en ocasiones, separar los datos mediante un
sistema de reconocimiento de patrones antes
del procesamiento matemático. En todos los
casos se obtiene buena similitud entre los datos
determinados mediante análisis químicos y
por modelación matemática. Los resultados
sirven de base para el diseño de un sistema
automatizado de monitoreo de la calidad
hidroquímica del agua
Estimación de la composición química del agua
subterránea de la Cuenca Norte de Matanzas,
Cuba, mediante mediciones de conductividad
eléctrica y relaciones matemáticas.
FAGUNDO Castillo Juan Reynerio (1), BEATO Mesa Otilio (2), BENAMOR
Batista Odalys (3), Rodríguez Piña Mónica (4), González Hernández
Patricia (5)
(1) Centro Nacional de Medicina Natural y Tradicional, Calle 243, 19815, Fontanar, Boyeros, La
Habana, Cuba. e-mail: [email protected] ; (2) Instituto Nacional de recursos Hidráulicos,
Humbolt y P, Centro Habana, La Habana, Cuba., e-mail: [email protected] ; (3) Instituto de Cibernética
Matemática y Física,CITMA. e-mail: [email protected] ; (4) Centro de estudios de medio ambiente,
Universidad de La Habana. e-mail: [email protected]
Key words
Le présent travail expose les paramètres des
eaux souterraines du bassin septentrional de
Matanzas et explique ses relations avec les
environs drainés. Ensuite, des estimations
de composition chimique sont développées,
déduites de la conductivité électrique et
de relations mathématiques. Les données
hydrochimiques qui montrent un seul
paramètre hydro-géochimique à travers le
temps s’accordent bien avec le modèle rectiligne
passant par l’origine des coordonnées. Dans
le cas d’un nombre limité de paramètres, ceci
s’ajuste mieux avec un modèle polynomial de
second ordre ou alors avec celui rectiligne, dont
l’intercept est différent de zéro. Mais quand les
paramètres hydrochimiques varient beaucoup
dans le temps, il nous faut disjoindre les données
par des méthodes de reconnaissance préalable
avant l’analyse mathématique. Dans tous les cas,
on obtient une bonne correspondance entre
les données hydrochimiques et la modélisation
mathématique. Ces résultats ont servi de base
pour établir un système de surveillance de la
qualité hydrochimique de l’eau.
Mots clés
Eaux souterraines, Matanzas (Cuba),
hydrochimie, conductivité électrique,
relations mathémathiques.
El manejo y control de la calidad del agua requiere de la utilización de métodos y
técnicas de avanzada, que sean capaces de dar una respuesta rápida y eficaz sobre
el estado del recurso, su posible uso y su evolución al cabo del tiempo, y que
permitan tomar medidas para preservar su calidad y evitar su deterioro.
En cuba existe una red de observaciones sistemáticas para el control de la
calidad del agua (REDCAL) y se hacen muestreos con diferente periodicidad en
dependencia del objetivo del control (Barrios, 1999; Beato, 2000). Del total de
estaciones para el control de la calidad del agua, una parte se dedica a estaciones
básicas de monitoreo, es decir, a obtener información descriptiva del estado de
la calidad del agua en las cuencas subterráneas y superficiales y otras al control y
vigilancia de la contaminación por intrusión salina debido a la sobre explotación
de las fuentes o a evaluar el grado de contaminación orgánica o microbiológica
de las mismas (Beato et al., 2007).
Esta actividad genera un volumen de información cuyo procesamiento y uso
adecuado es de valiosa importancia para la mejor administración y explotación
de los recursos hidráulicos. Con el objetivo de evaluar la calidad del agua utilizada
para diferentes usos (consumo humano, agricultura, industria, aplicación
terapéutica y otros), se han implementado varios sistemas informáticos, basados
en modelos hidrogeoquímicos de reconocimiento de patrones, balance de masa
y mezcla de aguas, cuyos fundamentos comprenden principios termodinámicos,
cinéticos y estadísticos (Fagundo et al., 2004, 2006a).
La base teórica que fundamenta el empleo de sistemas informáticos para el
monitoreo de la calidad del agua se relaciona con el modo en que el agua
adquiere su composición química. Si bien este proceso es complejo, donde
además de los principios de la química-física (disolución de gases, disolución y
precipitación de minerales, hidrólisis, oxidación-reducción, intercambio iónico,
mezcla de agua, etc), intervienen factores de tipo geológico, hidrogeológico,
Résumé
Estimation de la composition chimique
de l’eau souterraine du bassin nord
de Matanzas, Cuba, au moyen de
mesures de conductivité électrique et
de relations mathématiques
Introducción
Introduction
Aqua subterránea, Matanzas (Cuba), composición
química, conductividad eléctrica,
relaciones matemáticas.
27
J.R. FAGUNDO, O. BEATO, O. BENAMOR, M. Rodríguez & P. González.
Estimación de la composición química del agua subterránea de la Cuenca Norte de Matanzas, Cuba,
mediante mediciones de conductividad eléctrica y relaciones matemáticas.
geomorfológico, pedológico, climático, microbiológico y ambiental, en un mismo sitio el efecto de estos
factores se hace constante y la composición química de la misma puede ser expresada mediante uno o
varios patrones hidrogeoquímicos, los cuales presentan regularidades matemáticas definidas entre las
variables hidroquímicas y la conductividad eléctrica (Fagundo, 1990).
Esto permite estimar la composición química del agua (HCO3-, Cl-, SO42-, Ca2+, Mg2+ y Na2+K+) en dicho
sitio, a partir de mediciones sencillas de conductividad eléctrica (CE), una vez establecidos los modelos
de correlación correspondientes mediante el procesamiento de datos históricos disponibles, muestreados
de manera sistemática durante al menos un año hidrológico. Si se mide además temperatura y pH, pueden
estimarse entonces el contenido de CO2 disuelto, la relación entre HCO3- y CO3-, y estado de equilibrio
del agua respecto al los minerales constitutivos de los acuíferos.
Para ello es necesario, primeo, caracterizar desde el punto de vista hidrogeoquímico el área en que se van
a emplear los modelos; determinar el origen de la composición química del agua; establecer el modo en
que el agua adquiere su composición química y como evoluciona esta espacial y temporalmente; expresar
estos cambios mediante patrones hidrogeoquímicos, relacionándolos con el medio geológico drenado
y los procesos geoquímicos que se producen por interacción agua-roca y mezcla de agua (intrusión
martina, mezcla de flujos locales, intermedios y regionales, etc), y por último determinar los modelos de
correlación matemática entre la composición química y la conductividad eléctrica del agua.
A pesar de que estos principios han sido divulgados por Fagundo y su colectivo desde hace algunos
años (Fagundo, 1985; 1990; 1998; Fagundo & Rodríguez, 1991, 1992; Fagundo et al., 2004, 2006a,
2006b) su aplicación en el monitoreo de la calidad del agua en cuencas y yacimientos de aguas minerales
y mineromedicinales ha sido limitado. Por esa razón se determinó realizar un estudio básico en la
Cuenca Norte de Matanzas (Subcuencas M-I, M-II, M-IV y M-V), donde se dispone de abundantes
datos hidroquímicos, representativos de diferentes modos de adquisición y evolución de la composición
química del agua.
Los resultados que se muestran en este trabajo forman parte de un proyecto internacional de tipo
IBEROEKA auspiciado por CYTED y un proyecto Ramal del programa «Uso Integrado del Agua» del
INRH, los cuales se encuentra actualmente en ejecución.
Materiales y métodos
Para este estudio fueron tomadas 74 fuentes de abasto público y 5 fuentes de aguas minerales de la
Cuenca Norte de Matanzas, correspondientes a las Subcuencas M-II, M-II, M-IV y M-V.
Los análisis físicos y químicos se realizaron según las técnicas descritas en el Standard Methods. 13ra ed.
(AWWA, APHA,WPCF, 1971) dentro de las 72 horas a partir de tomadas las muestras.
Los datos hidroquímicos fueron tomados de la Red de Observaciones sistemáticas de la Provincia de
Matanzas, correspondientes a fuentes de abastos público. La selección de las mismas se hizo sobre
la base de que dichas fuentes fueran representativas de las litologías y condiciones hidrogeológicas
presentes en la cuenca.
Los datos hidroquímicos fueron procesados mediante los sistemas de programas de computación
hidrogeoquim (Fagundo et al., 2005), GEOQUIM (Álvarez et al., 1992, 1993), SAMA (álvarez et
al., 1990, 1992), BATOMET (Vinardell et al., 1999) y MODELAGUA (Fagundo Sierra et al., 2001).
Mediante Hidrogeoquim se calcularon los valores medios, mínimos y máximos de las variables
hidroquímicas y se validó la calidad de los datos comparando la conductividad eléctrica (CE) real con
la teórica.
La CE teórica fue calculada mediante la expresión de Miller et al. (1988):
n
CET =
i=1
Σ
28
f
(aCiSi) (1)
Donde:
CET: Conductividad eléctrica teórica a 25 °C.
Si: Conductividad específica equivalente de cada ion i a dilución infinita y 25 °C.
Ci: Concentración de cada ion i, en mili equivalentes por litro (meq/l).
ai: Fracción de iones libres que aportan a la conductividad eléctrica.
f: Factor exponencial empírico que depende de la concentración y del tipo de agua.
Mediante el sistema informático GEOQUIM se determinaron las ecuaciones de correlación estimadas
mediante el modelo de la lía recta con intercepto diferente de cero.
Mediante SAMA, se determinaron ajustaron los datos al modelo de la línea recta que pasa por el
origen de coordenadas y al modelo polinómico de segundo grado (parábola); estimándose además
las concentraciones iónicas a partir de la CE y la similitud entre los datos reales y los estimados por
modelación, mediante la expresión:
nf
IS =
(R1 . R2) (2)
i=1
Σ
Cir
n
(3)
Σ Cir
Cir: Concentración iónica real; Cim: Concentración iónica obtenida por modelación.
Para separar los datos por patrones hidrogeoquímicos se empleó el sistema informático BATOMET,
el cual separa los datos por las relaciones iónicas HCO3-/Cl-, y mediante intervalos de CE estima las
concentraciones a partir de modos lineales para cada patrón.
Mediante MODELAGUA, se determinaron los procesos geoquímicas que explican el origen de la
composición química del agua.
Para la clasificación de la composición química del agua se utilizó el método de Kurlov, los patrones
hidrogeoquímicos fueron determinados mediante relaciones de números enteros entre 1 y 8, ordenados
de izquierda a derecha según la notación propuesta por Fagundo (1998): (Na++K+) : Ca2+: Mg2+ (HCO3-+CO32-): Cl-: SO42- (Tabla 1). La representación gráfica se realizó mediante el diagrama de Stiff
(1991).
Para cada una de las fuentes seleccionadas se realizaron las siguientes tareas:
- Análisis de la información geológica e hidrogeológica y ambiental.
- Creación de ficheros de datos y validación de su calidad.
- Determinación de le los patrones hidrogeoquímicos, las relaciones matemáticas y los rangos de
cada variable.
- Distribución espacial de la composición y los patrones.
- Origen de la composición química del agua.
- Determinación de los modelos de correlación matemática mediante datos históricos (fichero de
modelación).
- Estimación de la composición iónica mediante mediciones de CE y los modelos de correlación
matemática (ficheros de validación).
- Establecimiento de los modelos de mejor ajuste y establecimiento de los modelos finales.
29
R2 =
Cir
R1=
Cim
Donde:
Tabla 1.
Tipos de agua y
relación de números
enteros entre 1 y
8 utilizados para
la conformación
de los patrones
hidrogeoquímicos.
Tipo de agua (cationes)
Ca
+
+
Na +K
Mg
+
2+
2+
+
2+
2+
+
Ca > (Na +K )
Ca > Mg
+
+
+
+
2+
(Na +K ) > Ca
(Na +K ) > Mg
2+
2+
2+
+
2+
Mg > Ca
+
Mg > (Na +K )
2+
+
+
2+
Ca > (Na +K ) > Mg
2+
2+
+
+
+
+
2+
2+
2+
+
+
1:1:8
2:7:1
3:6:1
4:1:5
1:7:2
1:6:3
1:5:4
7:2:1
6:3:1
5:4:1
7:1:2
6:1:3
5:1:4
1:2:7
1:3:6
1:4:5
2:1:7
3:1:6
4:1:5
2+
5:2:3
+
2:3:5
2+
3:2:5
Mg > (Na +K ) > Ca
4
HCO3- > Cl2
HCO3- > SO4 Cl- > HCO 3
Cl- > SO4 2
SO - > HCO 2
4
3
SO4 - > Cl2
HCO3- > Cl- > SO4 2
HCO - > SO - > Cl2
3
4
Cl- > HCO3- > SO4 2
Cl- > SO4 - > HCO32
SO4 - > HCO3-> Cl2
SO - > Cl-> HCO 4
2
3
Marco geogrífico, geológico e hidrogeológico
30
-
5:3:2
Mg > Ca > (Na +K )
+
8:1:1
2:5:3
(Na +K ) > Mg >Ca
2+
-
2+
(Na +K ) > Ca > Mg
2+
1:8:1
3:5:2
Tipo de agua (aniones)
HCO3Cl2
SO -
-
+
Ca > Mg > (Na +K )
+
Relaciones numéricas
La Provincia de matanzas limita al norte con el estrecho de la Florida, al oeste con la provincia de la
Habana, al noroeste con la provincia de Villa clara, al sureste con la provincia de Cienfuegos y al sur
con el mar caribe. Esta provincia se distingue del resto de las provincias de Cuba por la distribución
extraordinariamente amplia de las rocas del mioceno, que son donde ocurre el mayor almacenamiento de
aguas subterráneas en la Isla de Cuba Las Cuencas subterráneas relacionadas con las calizas del mioceno
ocupan en la provincia de Matanzas la mayor parte del territorio, mientras que las áreas de desarrollo de
las rocas más antiguas (Paleógeno y Cretácico) se presentan como lentes separadas en la parte central y
norte de dicho territorio (Chong Li & Campos, 1996).
Para este estudio fueron tomados datos hidroquímicos representativos de las diferentes litologías,
correspondientes a tramos de Subcuencas denominados M-I, M-II, M-IV y M-V.
La Subcuenca M-I se encuentra ubicada en la parte noroeste del territorio, desde los ríos San Juan y San
Agustín hasta el río Canimar. Presenta poco desarrollo cársico en gran parte del territorio (tramos MI-1,
MI-2, MI-3 y MI-4), el acuífero es libre y los caudales son del orden de los 2-10 l/s. El tramo más acuífero
es el MI-5, con caudales que varían desde 2-3 l/s hasta mayores de 50 l/s (Chong Li, 1987).
La subcuenca M-II se encuentra situada en la vertiente norte de la provincia, entre los ríos Canimar y
Camarioca por el norte y los pueblos San Miguel de los Baños y Cidra por el sur. Comprende los tramos
M-II-1 y MII-2. Los acuíferos están constituidos por serpentinitas, argilitas, margas calcáreas y calizas
biógenas dolomitizadas, esta última de buena acuosidad, y el resto de baja a regular. El acuífero es por lo
general libre, el espesor de los sedimentos varía entre 0 y 50 m y yacen a profundidades comprendidas
desde los 25 m en la zona más septentrional, 40-70 m en la porción central y hasta profundidades mayores
de los 90 m en la parte más meridional (pozo de abasto de San Miguel de los Baños).
La Subcuenca M-IV, también ubicada en la vertiente norte de la provincia, se encuentra comprendida
entre el río Camarioca por el oeste y el canal San Mateo por el este. Debido a sus características de
formación y el flujo de las aguas subterráneas, se subdivide en dos tramos hidrogeológicos: M-IV-1 y
M-IV-2 (Chong Li & Fumero Suárez, 1989; Cuellar, 2004).
La zona más acuífera es la de Varadero, con un espesor de calizas agrietadas y cavernosas que varía entre
los 40 a 50 m. Los caudales medios oscilan entre 50 y 100 l/s, auque pueden extraerse de las cavernas
caudales de hasta 200-300 l/s con abatimientos de centímetros (Chong Li & Fumero Suárez, 1989).
La Subcuenca V se encuentra al oeste de M-IV, limitando con la provincia de Villa Clara y presenta una
constitución litológica similar a la de otras áreas de la cuenca.
31
Aplicando un sistema de reconocimiento de patrones basado en la separación de los datos mediante la
relación iónica Cl-/HCO3- (Vinardell et al., 1999), fueron clasificados los datos de la Cuenca Norte de
Matanzas (Subcuncas M-I, M-II, M-V y M-V) por patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua, cuyo parte
de los resultados se muestran en la Figura 1.
Adquisición de la composición química del agua en la Cuenca Norte de Matanzas
En general se puede establecer la existencia de dos tipos principales de control en el modo en que el agua
adquiere su composición en la Cuenca Norte de Matanzas: el proceso de interacción agua-roca y el efecto
de mezcla agua dulce-agua de mar.
Mediante el primero de estos efectos, el agua de lluvia, con un determinado contenido de CO2 adquirido
en su recorrido por el suelo de la zona no saturada del acuífero, disuelve los minerales constitutivos de este
medio y alcanza el equilibrio químico con respecto a dichos minerales (calcita, dolomita, serpentinita, etc).
Los procesos geoquímicos más importantes en esta etapa son los de disolución de minerales, adquiriendo
el agua iones HCO3-, Ca2+ y Mg2+, por disolución de calcita y dolomita; HCO3- y Mg2+, Na+ y K+, por
disolución de plagioclasa o intercambio iónico, y SO42-, por oxidación de pirita. Los equilibrios químicos
son frecuentemente perturbados por nuevas precipitaciones, de modo que en un momento dado de su
trayectoria subterránea el agua se puede encontrar en estado subsaturado, saturado o sobresaturado con
respecto a los minerales (Fagundo, 1996). En ese proceso el agua va incrementando su contenido iónico
(Ci), así como su dureza total (CaCO3), minerales disueltos (TSS) y su conductividad eléctrica (CE).
A medida que el agua se aproxima a la costa, aumenta el contenido de cloruro del agua, produciéndose,
por efecto salino o de fuerza iónica, con incremento adicional de CaCO3, y por ende de TSS y CE. Por
efecto de la mezcla del «agua dulce» con el agua de mar, se originan, además, procesos modificadores de
la composición química (Fagundo et al., 2002; González, 2003). Se producen procesos de disolución
o precipitación de calcita y dolomita, oxidación del sulfuro presente en los sedimentos o reducción del
sulfato marino que invade el acuífero, así como de intercambio iónico de tipo directo (el agua incrementa
su contenido de Na+ y cede Ca2+ al medio) o indirecto (el agua incrementa su contenido de Ca2+ y cede
Na+ al medio).
Estos procesos cambian en el tiempo como resultado de la ocurrencia de eventos de lluvia o sequía, y
como resultado de la mayor o menor explotación del acuífero, y originan incrementos o decrementos de
los iones que participan en los mismos. Sin embargo, como en dichos procesos se producen cambios
proporcionales del TSS, CaCO3 y CE, se mantienen determinadas relaciones matemáticas entre las
magnitudes de la concentración de los iones, el contenido de minerales disueltos y la dureza del agua
con la CE, que permiten hacer estimaciones de dichas magnitudes mediante la medición de este último
indicador de calidad.
Como resultado del procesamiento de los valores medios de 2153 datos hidroquímicos, correspondientes a
74 fuentes de abasto público y 5 fuentes de aguas minerales de la Cuenca Norte de Matanzas (Subcuencas
M-II, M-II, M-IV y M-V), se pone de manifiesto que la composición química del agua en las mismas está
determinada fundamentalmente por la litología drenada y los procesos de intrusión marina. En el caso
del agua procedente de los flujos profundos o que guardan relación con los mismos, el control tectónico
también influye en el modo de adquisición de la composición química del agua.
Distribución espacial de los patrones hidrogeoquímicos del agua en la Cuenca Norte de Matanzas
Con el objetivo de ilustrar como se encuentran distribuidos los patrones hidrogeoquímicos de las
diferentes fuentes estudiadas en las Subcuencas M-I y M-II, y su relación con el medio geológico drenado,
se utilizó el sistema de Información Geográfico MAPINFO y en el sitio en que se encuentran ubicadas
dichas fuentes, se situaron, en forma gráfica, sus correspondientes patrones hidrogeoquímicos (Fig. 1).
Resultados y discusión
Figura 1.
Mapa esquemático
de patrones
hidrogeoquímicos.
Cuenca Norte de
Patrones hidrogeoquímicos, tipos de agua y evolución de la composición química
En general, se pueden distinguir los siguientes tipos de agua y patrones:
Grupo I. Aguas que drenan calizas y calcarenitas, de tipo bicarbonatadas cálcicas (HCO3-Ca), que
evolucionan por intrusión mariana hasta cloruradas sódicas (NaCl):
32
Matanzas.
Subgrupo 1. Aguas de tipo bicarbonatadas cálcicas (HCO3-Ca), con patrones hidrogeoquímicos:
181-181, 172-181 y 271-181. Corresponden a flujos que drenan calizas y calizas calcáreas (calcarenitas),
con efecto despreciable de la intrusión marina. Representativos de este tipo de agua son los pozos: RC-1,
RC-5, RC-6, RC-7, RC-8, RC-18, RC-20, RC-25, RC-38, RC-40 (Cuenca M-I); RC-37, RC-45, RC-50
(Cuenca M-II); RC-352 (Cuenca M-IV); RC-202, RC-203, RC-205, RC-206, RC-210 (Cuenca M-V). Para
el estudio más detallado de este tipo de agua se seleccionó el pozo RC-7.
Subgrupo 2. Aguas de tipo bicarbonatadas cloruradas cálcicas sódicas (HCO3>Cl-Ca>Na), que
evolucionan hasta Cl>HCO3-Na>Ca y NaCl. Son aguas que drenan rocas de la misma constitución
anterior, pero están afectadas por la intrusión marina. Sus patrones hidrogeoquímicos varían desde 271271 hasta 712-811. Representativos de este tipo de agua son los pozos: RC-2, RC-39, RC-47 (Cuenca
M-I); RC-51 (Cuenca M-II), RC-182 (Cuenca M-IV); RC-201, RC-207, RC-211, RC-213, RC-214 (Cuenca
M-IV). Como representativo de este tipo de agua, para un estudio más detallado, fue seleccionado el pozo
RC-2.
Para los efectos de la modelación matemática, esto es, la determinación de los modelos más eficientes
para hacer las estimaciones de la concentración iónica a partir de las mediciones de CE, los datos de los
subgrupos 1 y 2 se pueden unir, considerando que ambos son el resultado de un modo de evolución
química común (HCO3-Ca→Cl-Na). Atendiendo entonces a las peculiaridades de la variación de la
composición en esos dos grupos de agua (expresada por sus patrones hidrogeoquímicos), se pueden
distinguir 3 modos de evolución química diferentes (Fig. 2):
a) Modo de evolución I-1.
En el proceso de ganancia iónica, se mantienen en forma proporcional las concentraciones de los iones
Ca2+ y HCO3-, y Na+ y Cl- (típico de un proceso donde no hay efecto significativo de intercambio iónico
entre Na+ y Ca2+). Sigue la secuencia de evolución de los patrones desde los menos salinos hasta los más
salinos de la forma siguiente: 181-181 → 271-271 → 361-361 → 451-451 → 631-631 → 721-721. Poseen
este modelo de evolución los siguientes pozos : RC-1, rc-5, RC-6, RC-7, RC-8, RC-18, RC-25, RC-38,
RC-40, RC-2, RC-39, RC-47 (Cuenca M-I); RC-37, RC-45, RC-50, rc-51 (Cuenca M-II); RC-352, RC-182
(Cuenca M-IV).
b) Modo de evolución I-2.
Evoluciona según: 271-181 → 271-271. El patrón hidrogeoquímico inicial contiene más Na+ que Cl-.
Forman parte de este modelo de evolución los pozos: RC-20 (Cuenca M-I); RC-203, RC-206 (Cuenca
M-IV).
c) Modo de evolución I-3.
En el proceso de ganancia iónica, Cl- > Na+ y Ca2+ > HCO3- (típico de un proceso de intercambio iónico
inverso). Sigue la secuencia de evolución de los patrones desde los menos salinos hasta los más salinos
de la forma siguiente: 181-281 → 271-181 → 352-361 → 352-451 → 352-541 → 136-631 → 253-721.
Son representativos de este modelo de evolución los pozos: RC-201, RC-202, RC-205, RC-207, RC-210,
RC-211, RC-213, RC-214 (Cuenca M-IV).
Grupo II. Aguas que drenan calizas dolomitizadas y dolomías, de tipo bicarbonatadas cálcicas
Grupo III. Aguas que drenan carbonatos pero contienen alto contenido relativo de sulfato.
Este grupo está representado por un solo pozo, el RC-69 (Cuenca M-II), cuyas aguas son de tipo
bicarbonatadas sulfatadas cálcicas (HCO3>SO4-Ca).
Grupo IV. Aguas que drenan serpentinitas, de tipo bicarbonatadas y bicarbonatadas sulfatadas
magnesianas y magnésicas cálcicas:
Subgrupo 1. Aguas de tipo bicarbonatadas magnesianas y magnésicas cálcicas, (HCO3-Mg>Ca)
33
Agrupando los datos y procediendo en forma similar al efectuado en el grupo I de agua, se puede
establecer que el agua del Grupo II sigue el camino de evolución: HCO3-Ca>Mg→Cl-Na, y se pueden
distinguir 3 modos de evolución diferente:
a - Modo de evolución II-1:
172-181 → 172-271 → 163-271 (Pozo: RC-3, RC-21, RC-27, RC-30, RC-52, RC-158).
b - Modo de evolución II-2:
163-181 → 253-271 (Pozos: RC-11, RC-16, RC-31, RC-33, RC-70, RC-179, RC-180, RC-181, RC-184,
RC-189, RC-212, RC-216).
c - Modo de evolución II-3:
154-181 → 154-271 → 253-361 → 253-451 (352-451) → 532-451 → 532-541 → 631-631 → 712-271
→712-811 (Pozos: RC-9, RC-13, RC-15, RC-19, RC-23, RC-26, RC-28, RC-49, RC-159, RC-160, RC-161,
RC-176, RC-183, RC-186, RC-187, RC-188, RC-197, RC-296, RC-298, RC-299, RC-300, RC-348).
d - Modo de evolución II-4:
172-181 → 541-361 → 541-451 → 532-451 → 541-361 (Pozos: RC-177, RC-178).
Subgrupo 1. Aguas de tipo bicarbonatadas cálcicas magnésicas (HCO3-Ca>Mg), con patrones
hidrogeoquímicos: 172-181, 163-181 y 154-181. Corresponden a flujos que drenan calizas dolomitizadas
y dolomías, con efecto despreciable de la intrusión marina. Representativos de este tipo de agua son los
pozos: RC-3, RC-13, RC-19, RC-21, RC-27, RC-49 (Cuenca M-I); RC-30, RC-31, RC-33, RC-70 (Cuenca
M-II); RC-159, RC-160, RC-161, RC-177, RC-184, RC-186, RC-187, RC-188, RC-298, RC-299, RC-300,
RC-348 (Cuenca M-IV), RC-212, RC-216 (Cuenca M-V). El pozo RC-186 fue seleccionado en este tipo
de agua para el estudio detallado.
Subgrupo 2. Aguas de tipo bicarbonatadas cálcicas magnésicas (HCO3-Ca>Mg), que evolucionan
hasta Cl>HCO3-Na>Mg y NaCl. Son aguas que drenan rocas de la misma constitución anterior, pero están
afectadas por la intrusión marina. Sus patrones hidrogeoquímicos varían desde 172-181, 163-181 y 154181 hasta 712-811, según el grado de dolomitización y de intrusión marina del acuífero. Representan este
tipo de agua los pozos : RC-9, RC-11, RC-15, RC-16, RC-23, RC-26, RC-28 (Cuenca M-I); RC-52 (Cuenca
M-II); RC-158, RC-176, RC-179, RC-180, RC-181, RC-183, RC-197 (Cuenca M-IV). Representativo de
este tipo de agua, para el estudio detallado se tomó el pozo RC-183.
magnesianas (HCO3-Ca>Mg), que evolucionan hasta clorurada sódica (NaCl) por intrusión marina:
34
Figura 2a.
Patrones hidrogeoquímicos de aguas que evolucionan desde una composición menos
salina hasta otra más salinas. Cuenca Norte de Matanzas.
Figura 2b.
Patrones hidrogeoquímicos de aguas que evolucionan desde una
composición menos salina hasta otra más salinas. Cuenca Norte de
Matanzas (continuación).
35
y bicarbonatadas cloruradas magnésico cálcicas (HCO3>Cl-Mg>Ca). Corresponden a flujos que drenan
serpentinitas y serpentinitas con carbonatos. En su evolución son afectadas parcialmente por procesos
de intrusión marina o por aportes de flujos del drenaje profundo. Sus patrones varían desde 127-271
hasta 136-352. Representativos de este tipo de agua son los pozos: RC-12 (Cuenca M-I); RC-34, RC-35
(escogido para el estudio detallado), RC-36 (Cuenca M-II); y el pozo pH-10 (San Miguel de los Baños).
Subgrupo 2. Aguas de tipo bicarbonatadas sulfatadas magnésico cálcicas (HCO3>SO4-Mg>Ca).
Se trata de flujos profundos que ascienden a la superficie a través de grietas asociadas a fallas, los cuales
adquieren su composición por interacción con rocas ultrabásicas de asociación ofiolítica. Poseen un solo
patrón hidrogeoquímico: 127-172 o 136-163. Representativos de este tipo de agua es los pozos pH-12
(escogido para el estudio detallado), PH-13 y el manantial Mn-2 (San Miguel de los Baños).
Origen de la composición química del agua
En las tablas 2-5 se muestran los resultados del procesamiento mediante el sistema informático
MODELAGUA (Fagundo-Sierra et al., 2001) de los datos hidroquímicos de fuentes seleccionadas, con
el objetivo de determinar los procesos geoquímicos que explican la composición química del agua en cada
caso.
La composición química del agua del pozo RC-7 se explica mediante el intemperismo de halita, calcita,
dolomita, pirita e intercambio iónico directo en las proporciones que se muestran en la tabla 2. La
composición química de agua del pozo RC-2 se explica mediante un proceso de mezcla de 98.9 % agua
dulce (RC-1) con 1.1 % del agua marina y de intemperismo de las rocas acuíferas, donde los procesos
geoquímicos son: halita, calcita, dolomita, pirita e intercambio iónico directo (Tabla 2).
Tabla 2.
Procesos geoquímicos
que explican el origen
de la composición
química del agua de los
de la composición
química del agua de
los pozos RC-186 y
RC-183.
Tabla 4.
de la composición
química del agua del
pozo RC-69.
Proceso geoquímico
% R1 (RC-1)
% R2 (Agua de mar)
Halita
Calcita
Dolomita
Pirita
Intercambio iónico Na+-Ca2+ (Ca)
CO2
de la composición
pozos RC-35 y pH-12.
Pozo RC-7
meq/l
mg/l
Pozo RC-2
meq/l
mg/l
0.400
1.795
0.270
0.090
0.115
2.650
98.9
1.1
0.083
-0.397
0.281
0.036
0.106
-0.069
58.5
179.0
49.7
8.6
4.6
106.0
Pozo RC-186
98.9
1.1
4.9
-39.7
51.7
2.2
4.2
-3.0
Pozo RC-183
meq/l
mg/l
meq/l
mg/l
0.530
0.305
1.530
0.140
0.025
3.703
31.0
30.5
281.5
8.4
1.0
162.9
96.6
3.4
-0.331
1.052
-0.364
-0.105
-0.375
0.515
96.6
3.4
18.5
105.2
-67.0
-3.4
-15.0
22.7
Proceso geoquímico
mmol/l
mg/l
Halita
Calcita
Dolomita
Pirita
CO2
0.440
3.040
0.850
1.365
-0.135
2.941
25.7
304.0
156.4
81.9
-4.2
129.4
Tabla 5.
química del agua de los
36
% R1 (RC-1)
% R2 (Agua de mar)
Halita
Calcita
Dolomita
Pirita
CO2
Tabla 3.
pozos RC-7 y RC-2.
Proceso geoquimico
Proceso geoquimico
% R1 (RC-1)
Calcita
Dolomita
Pirita
CO2
Pozo RC-7
meq/l
mg/l
1.795
179.0
0.270
49.7
0.090
8.6
0.115
4.6
2.650
106.0
Pozo RC-2
meq/l
mg/l
98.9
98.9
-0.397
-39.7
0.281
51.7
0.036
2.2
0.106
4.2
-0.069
-3.0
La composición química del agua del pozo RC-186 se explica mediante el intemperismo de halita, calcita,
dolomita, pirita e intercambio iónico directo (Tabla 3). La composición química del agua del pozo RC-183
se explica mediante un proceso de mezcla de 98.9 % agua dulce (RC-186) con 1.1 % de agua marina y de
intemperismo de las rocas acuíferas, donde los procesos geoquímicos son: halita, calcita, dolomita, pirita
e intercambio iónico inverso en las proporciones que se muestran en la tabla 3.
La composición química de agua del pozo RC-69 (Tabla 4) se explica mediante el intemperismo de halita,
calcita, serpentinita, pirita e intercambio iónico inverso en las proporciones que se muestran en la tabla 4.
Además de los modelos que se exponen en la tabla 7, se utilizó un método de reconocimiento de patrones,
que separa los datos por intervalos de la relación Cl-/HCO3-. En el caso de los pozos RC-2 y RC-183,
donde la composición química puede ser expresada por 4 y 5 patrones hidrogeoquímicos, respectivamente,
se justifica separar los datos previamente mediante el empleo del método, antes de realizar los ajustes
matemáticos entre la concentración iónica y la CE. En las tablas 8 y 9 se exponen las ecuaciones obtenidas
para estos pozos (Tabla 8; Tabla 9).
En la tabla 10 se muestran los valores medios de los índices de similitud obtenidos entre los datos reales
utilizados para la validación de los modelos y los estimados mediante los diferentes modelos matemáticos.
En el método de reconocimiento de patrones, las ecuaciones que relacionan la concentración con la CE
para cada patrón son lineales rectas que pasan por el origen de coordenadas (Tabla 10).
Del análisis de los resultados expuestos en la tabla 10 se puede inferir lo siguiente:
El modelo de mejor ajuste para los datos hidroquímicos del pozo RC-7 fue la línea recta que pasa por
el origen de coordenadas, aunque la diferencia no es significativa con el modelo de la línea recta con
intercepto diferente de cero ni con el modelo de reconocimiento de patrones.
Los mejores resultados para el pozo Rc-2 fueron obtenidos mediante el empleo del método de
reconocimiento de patrones.
En el pozo RC-186, de obtuvieron mejores ajustes mediante el uso del modelo polinómico de segundo
grado (la parábola) y el de la línea recta con intercepto diferente de cero, aunque sin diferencia significativa
con la línea recta que pasa por el origen de coordenadas.
El modelo de mejor ajuste para el pozo RC-183 fue la línea recta con intercepto diferente de cero aunque
también ajustó bien el modelo polinómico de segundo grado (parábola).
El modelo de mejor ajuste en el pozo RC-35 fue el polinomio de segundo grado, aunque sin deferencia
significativa con los modelos lineales.
En la fuente de agua mineromedicinal (pozo pH-12) el modelo de mejor ajuste fue la línea recta con
intercepto diferente de cero, pero sin diferencias significativas con el de la línea recta que pasa por el
origen de coordenadas ni con el modelo plinómico de segundo grado.
Una vez determinados los mejores modelos para cada pozo con los datos de validación de los modelos,
37
En la tabla 7 se presentan las ecuaciones ajustadas mediante el uso de diferentes modelos: la línea recta
que pasa por el origen de coordenadas, la línea recta con intercepto diferente de cero y el modelo a base
de ecuaciones polinómicas de segundo grado (parábola) (Tabla 7).
Estimación de la concentración iónica del pozo mediante modelos de correlación matemática
Para la estimación de la concentración iónica mediante correlaciones matemáticas con la CE se utilizaron
datos diferentes para la creación de los modelos que los utilizados para la validación de los mismos. En
la tabla 6 se muestran los intervalos utilizados en los pozos seleccionados, tanto para la creación de los
modelos como para su validación (Tabla 6).
La composición química de agua del pozo RC-35 se explica mediante el intemperismo de halita, calcita,
serpentinita, pirita e intercambio iónico directo en las proporciones que se muestran en la tabla 5. La
composición química de agua del pozo pH-12 se explica mediante el intemperismo de halita, calcita,
serpentinita, plagioclasa y pirita (Tabla 5).
es conveniente tomar todos los datos de cada pozo (los utilizados para la modelación y los utilizados para
la validación), y determinar el modelo seleccionado, con el objetivo de tener más datos. Así se obtendrán
nuevos juegos de ecuaciones que son más confiables pare las ulteriores estimaciones de la concentración
iónica a partir de las mediciones de la CE.
Estimación de la composición química del agua mediante las relaciones numéricas de los
patrones hidrogeoquímicos tomados como concentración.
Con el objetivo de facilitar la generalización del procedimiento de monitoreo en todo el territorio se puede
proceder de dos formas diferentes:
a) determinar las relaciones matemáticas entre la concentración iónica y la CE en cada pozo (Tabla 7),
b) determinar relaciones entre los cocientes de la división de los números enteros correspondientes a cada
patrón (tomadas como concentración en meq/l) y la CE teórica (tomando en consideración el exponente
empírico f de cada patrón, haciendo luego las estimaciones mediante el método de reconocimiento de
patrones. Finalmente, de debe tomar en cuenta los rangos de CE de los patrón hidrogeoquímico de cada
pozo).
Tabla 6.
para la modelación
y validación de los
modelos.
38
Datos procesados
Muestra
N
Período de modelación
N
RC-7
RC-2
RC-186
RC-183
RC-35
PH-12
52
40
52
40
34
12
14/04/1981-02/12/1996
11/11/1973-02/10/1996
16/02/1973-26/06/1997
16/05/1973-19/07/1996
20/01/1982-26/06/1987
16/07/1995-30/07/1995
44
32
42
31
26
12
Tabla 8.
Ecuaciones matemáticas
e intervalos de CE
utilizados mediante
el método de
reconocimiento de
patrones.
Pozo RC-2.
Tabla 9
Ecuaciones matemáticas
e intervalos de CE
utilizados mediante
el método de
reconocimiento de
patrones.
Pozo RC-183.
Tabla 10.
Resultados de la
Muestra
RC-7
RC-2
RC-186
RC-183
RC-35
PH-13
Período de validación
21/04/1997-22/05/2000
03/03/1997-18/10/2000
26/08/1997-01/06/2000
29/05/1997-25/06/1998
08/10/1997-22/11/2000
24/11/1993-13/07/1998
HCO3
Cl
SO4
Ca
Mg
PH 5
PH 6
PH 7
PH 8
0.0059
0.0047
0.0038
0.0032
0.0039
0.0049
0.0057
0.0062
0.0006
0.0006
0.0007
0.0008
0.0055
0.0042
0.0036
0.0033
0.0019
0.0019
0.0019
0.0017
Patrón
HCO3
Cl
SO4
Ca
Mg
Na+K
Intervalo
de CE
PH 6
PH 7
PH 8
PH 9
PH 10
0.0048
0.0038
0.0029
0.0019
0.0013
0.0046
0.0061
0.0069
0.0075
0.0084
0.0005
0.0005
0.0007
0.0006
0.0005
0.0039
0.0029
0.0026
0.0017
0.0015
0.0028
0.0024
0.0018
0.0020
0.0020
0.0033
0.0051
0.0061
0.0063
0.0067
1100-1600
1601-2250
2251-3050
3051-5100
5101-7000
Muestra
modelación de la
concentración iónica (con
Na+K
Intervalo
de CE
Patrón
0.0029 750-960
0.0042 961-1260
0.0047 126-1450
0.0050 1451-2000
Índice de similitud (IS)
Recta con
intercepto cero
(SAMA)
Parábola
(SAMA)
Recta con intercepto
diferente de cero
(SAMA)
Método de reconocimiento de patrones
(BATOMET)
datos de validación de los
RC-7
0.937
0.932
0.926
0.936
modelos).
RC-2
0.813
0.869
0.879
0.900
RC-186
0.933
0.938
0.938
0.922
RC-183
0.785
0.902
0.911
0.886
RC-35
0.927
0.930
0.928
0.908
RC-12
0.984
0.984
0.988
0.964
N
8
8
10
9
8
12
Tabla 7.
RC-2
RC-186
RC-183
RC-35
PH-12
y=b1X
y=b0+b1X
y=b1X+b2X
HCO3
0.0091*CE
2.35090 + 0.0045*CE
0.0045*CE -1.54*10-6CE2
Cl
0.0011*CE
0.7223 - 0.0003*CE
0.0020*CE -1.63*10-6CE2
SO4
0.0004*CE
- 0.0876 + 0.0005*CE
0.0019*CE - 2.65*10-6CE2
Ca
0.0086*CE
3.1537 + 0.0024*CE
0.0178*CE - 1.65*10-5CE2
Mg
0.0012*CE
- 0.8794 + 0.0029*CE
-0.0048*CE + 1.06*10-5CE2
Na
0.0008*CE
0.7194 - 0.0006*CE
0.0004*CE + 1.38*10-6CE2
HCO3
0.00399*CE
4.6303 + 0.0004*CE
0.00772*CE - 6.25*10-6CE2
Cl
0.00554*CE
- 3.4417 + 0.0082*CE
0.00288*CE + 1.98*10-6CE2
SO4
0.00067*CE
-0.4093 + 0.0010*CE
0.00030*CE + 2.77*10-7CE2
Ca
0.00374*CE
3.6208 + 0.0010*CE
0.00653*CE - 2.08*10-6CE2
Mg
0.00189*CE
0.0638 - 0.0018*CE
0.00204*CE - 1.14*10-7CE2
Na
0.00469*CE
- 2.3465 + 0.0065*CE
0.00293*CE + 1.32*10-6CE2
HCO3
0.00911*CE
5.8571 + 0.0009*CE
0.01714*CE - 1.13*10-5CE2
Cl
0.00980*CE
1.2914 - 0.0008*CE
0.00275*CE - 2.48*10-6CE2
SO4
0.00040*CE
- 0.0838 + 0.0005*CE
0.00017*CE + 1.84*10-7CE2
Ca
0.00536*CE
4.0185 - 0.0003*CE
0.01095*CE - 7.86*10-6CE2
Mg
0.00437*CE
2.3640 + 0.0010*CE
0.00748*CE - 4.38*10-6CE2
Na
0.00099*CE
0.9259 - 0.0003*CE
0.0004*CE - 1.80*10-6CE2
HCO3
0.00219*CE
7.2600 + 0.0001*CE
0.00476*CE - 6.27*10-7CE2
Cl
0.00745*CE
-7.3214 + 0.0095*CE
0.00479*CE + 6.50*10-7CE2
SO4
0.00055*CE
0.2078 + 0.0005*CE
0.00068*CE - 3.41*10-8CE2
Ca
0.00195*CE
4.8937 + 0.0006*CE
0.00366*CE - 4.08*10-7CE2
Mg
0.00205*CE
0.7287 + 0.0018*CE
0.00218*CE - 3.17*10-8CE2
Na
0.00631*CE
-4.8414 + 0.0077*CE
0.00466*CE + 4.05*10-7CE2
HCO3
0.00659*CE
0.2323 + 0.0042*CE
0.0089*CE - 1.66*10-6CE2
Cl
0.00254*CE
1.8302 + 0.0012*CE
0.0040*CE - 1.09*10-6CE2
SO4
0.00116*CE
- 2.0996 + 0.0027*CE
-0.0036*CE + 1.31*10-6CE2
Ca
0.00671*CE
3.3941 - 0.0002*CE
0.0047*CE - 1.74*10-6CE2
Mg
0.00171*CE
3.0586 + 0.0044*CE
0.0092*CE -1.81*10-6CE2
Na
0.00073*CE
- 1.7766 + 0.0032*CE
0.0005*CE + 9.47*10-7CE2
HCO3
0.00735*CE
9.6954 - 0.0008*CE
0.0156*CE - 6.99*10-6CE2
Cl
0.00051*CE
- 0.6985 + 0.0011*CE
0.0001*CE + 5.15*10-7CE2
SO4
0.00264*CE
- 6.2730 + 0.0079*CE
0.0028*CE + 4.55*10-6CE2
Ca
0.00238*CE
- 0.3848 + 0.0027*CE
0.0021*CE + 2.72*10-7CE2
Mg
0.00697*CE
6.2860 + 0.0017*CE
0.0123*CE - 4.51*10-6CE2
Na
0.00167*CE
- 0.8565 + 0.0024*CE
0.0009*CE + 6.26*10-7CE2
39
RC-7
Variables
Muestra
Ecuaciones de mejor ajuste obtenidas mediante diferentes modelos matemáticos.
Método y modelo:
1. SAMA (y = b1X);
2. SAMA (y =b1X + b2X2); 3. SAMA
(y =b0 + b1X); 4. BATOMET (y =
b1X), usando concentraciones iónicas
medias en meq/l y CE propias
de cada patrón (valores reales);
5. BATOMET (y = b1X), usando
como concentraciones iónicas en %
meq/l/10,
los números enteros de los
correspondientes patrones
hidrogeoquímicos y la CE teórica
calculada, empleando el factor
exponencial f de los correspondientes
patrones.
Tabla 11.
índices de similitud medios (IS)
obtenidos para las aguas del Grupo
I (modo de evolución I-1) mediante
mediciones de CE y el empleo de
diferentes modelos de correlación
matemática.
Tabla 12.
índices de similitud medios obtenidos
para aguas del modo de evolución
I-2 mediante mediciones de CE y
el empleo de diferentes modelos de
correlación matemática.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-1
0.900
0.912
0.912
0.855
0.808
RC-2
0.860
0.892
0.893
0.924
0.881
RC-5
0.892
0.914
0.913
0.894
0.866
RC-6
0.908
0.921
0.921
0.890
0.836
RC-7
0.886
0.907
0.909
0.886
0.883
RC-8
0.902
0.917
0.927
0.888
0.865
RC-18
0.883
0.893
0.904
0.890
0.855
RC-25
0.920
0.931
0.931
0.920
0.910
RC-29
0.896
0.914
0.913
0.893
0.866
RC-37
0.907
0.919
0.918
0.907
0.884
RC-38
0.905
0.921
0.886
0.905
0.865
RC-39
0.874
0.927
0.920
0.923
0.867
RC-40
0.890
0.904
0.903
0.890
0.826
RC-45
0.863
0.866
0.857
0.860
0.853
RC-47
0.782
0.903
0.899
0.896
0.846
RC-50
0.862
0.893
0.880
0.898
0.874
RC-51
-
-
-
0.918
0.826
RC-182
0.868
0.913
0.911
0.923
0.829
Pozo
1
2
3
4
5
RC-20
0.899
0.893
0.901
0.899
0.866
RC-203
0.927
0.928
0.928
0.920
0.846
RC-206
0.923
0.931
0.938
0.932
0.838
Método y modelo:
1. SAMA (y = b1X); 2. SAMA (y =b1X + b2X2); 3. SAMA (y =b0 + b1X); 4. BATOMET (y = b1X), usando concentraciones iónicas
medias en meq/l y CE propias de cada patrón (valores reales); 5. BATOMET (y = b1X), usando como concentraciones iónicas en %
meq/l/10, los números enteros de los correspondientes patrones hidrogeoquímicos y la CE teórica calculada, empleando el factor
exponencial f de los correspondientes patrones.
Tabla 13.
para aguas del modo de evolución
I-3 mediante mediciones de CE y
el empleo de diferentes modelos de
correlación matemática.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-202
0.898
0.906
0.906
0.897
0.881
RC-205
0.806
0.823
0.821
0.840
0.806
RC-201
0.847
0.853
0.852
0.845
0.801
RC-207
0.879
0.894
0.896
0.883
0.791
RC-210
0.911
0.919
0.918
0.909
0.886
RC-211
0.904
0.909
0.908
0.908
0.814
RC-213
0.840
0.854
0.868
0.844
0.840
RC-214
0.862
0.883
0.883
0.881
0.800
Método y modelo:
1. SAMA (y = b1X); 2. SAMA (y = b1X + b2X2) ; 3. SAMA (y = b0 + b1X); 4. BATOMET (y = b1X), usando concentraciones iónicas
medias en mq/l y CE propias de cada patrón (valores reales); 5. BATOMET (y = b1X), usando como concentraciones iónicas en %
meq/l/10, los números enteros de los correspondientes patrones hidrogeoquímicos y la CE teórica calculada, empleando el factor
exponencial f de los correspondientes patrones.
40
Aguas del modo de evolución I,
cuya composición química sigue el camino de evolución: HCO3-Ca→Cl-Na.
En la tabla 12 se muestran los resultados comparativos de la estimación de las concentraciones iónicas
mediante mediciones de CE y el empleo de diferentes modelos de correlación matemática (Tabla 12).
En el caso de los pozos cuyas aguas presentan el modelo de evolución I-3, donde como se señaló
anteriormente, mediante un proceso de intercambio iónico inverso, el agua subterránea incrementa su
contenido de Ca2+ a expensas del Na+ que satura el material acuífero, las relaciones entre la concentración
de los iones mayoritarios y la CE teórica son diferentes a las de los restantes pozos. En la tabla 13 se
muestran los resultados comparativos de la estimación de las concentraciones iónicas mediante mediciones
de CE y el empleo de diferentes modelos de correlación matemática (Tabla 13).
Aguas del Grupo II,
cuya composición química sigue el camino de evolución: HCO3-Ca>Mg→Cl-Na
Modo de evolució II-1 (172-181 hasta 163-271)
Las aguas del Grupo II, de composición HCO3-Ca>Mg y que evolucionan hacia NaCl por efecto de la
intrusión marina en el acuífero, presentan patrones cuya secuencia de evolución varía en dependencia de
los patrones iniciales menos salinos, aproximadamente de la forma siguiente:
a) Modo de evolución II-1: 172-181 → 172-271 → 163-271 (Pozo: RC-3, rc-21, RC-27, RC-30, RC-52,
RC-158).
b) Modo de evolución II-2: 163-181 → 253-271 (Pozos: RC-11, RC-16, RC-31, RC-33, RC-70, RC-179,
RC-180, RC-181, RC-184, RC-189, RC-212, RC-216).
c) Modo de evolución II-3: 154-181 → 154-271 → 253-361 → 253-451 (352-451) → 532-451 → 532541 → 631-631 → 712-271 →712-811 (Pozos: RC-9, rc-13, RC-15, RC-19, RC-23, RC-26, RC-28, RC-49,
RC-159, RC-160, RC-161, RC-176, RC-183, RC-186, RC-187, RC-188, RC-197, RC-296, RC-298, RC-299,
RC-300, RC-348).
d) Modo de evolución II-4: 172-181 → 541-361 → 541-451 → 532-451 → 541-361 (Pozos: RC-177,
RC-178).
En la tabla 14 se exponen los resultados comparativos de la modelación con las relaciones numéricas de
41
En la tabla 11 se presentan los valores de los índices de similitud medio de las estimaciones realizadas
con diferentes modelos de correlación matemática. Los modelos 1, 2 y 3 se basan en el procesamiento
estadístico de los datos hidroquímicos mediante las ecuaciones de la línea recta que pasa por el origen de
coordenadas (y = b1X), la parábola o ecuación polinómica de segundo grado que pasa por el origen de
coordenadas (y = b1X + b2X2) y la línea recta con intercepto diferente de cero (y = b0 + b1X). El modelo 5
se basa en la línea recta con intercepto cero (y = b1X), previa separación de los datos mediante el método
de reconocimiento de patrones, tomando como concentración iónica la calculada a partir de los números
enteros correspondientes al patrón hidrogeoquímico, y como CE, la conductividad eléctrica teórica con
el factor f del patrón (Tabla 11).
Como se puede apreciar las mejores similitudes entre los datos reales y los obtenidos por modelación se
obtienen mediante los primeros tres modelos. Sin embargo, los resultados obtenidos por el método de los
números propios del patrón son aceptables. La ventaja de este último es que permite hacer las estimaciones
de la concentración iónica mediante un número pequeño de modelos matemáticos, representativos del
modo de evolución de la composición química del agua un extenso territorio.
El pozo RC-51 posee muy pocos datos, por lo que no se le realizó el procesamiento estadístico
(modelos 1-3).
El agua del modo de evolución I-2 presenta un rasgo distintivo con respecto al agua del modo de evolución
I-1. Aquél posee patrones hidrogeoquímicos típicos de un agua que drena calcarenitas o plagioclasas, o
que en el proceso de adquisición química del agua se produce un intercambio iónico directo, con ganancia
de Na+ a expensas de Ca2+ (pH2: 271-181 en su inicio) en lugar de calizas (pH2: 181-181, pozos RC-20,
RC-203 y RC-206).
los patrones y las relaciones determinadas por ajuste estadístico, y mediante las relaciones de los patrones
hidrogeoquímicos.
El pozo RC-52 no fue procesado estadísticamente (modelos 1-3) porque no posee suficientes datos
(Tabla 14).
Modo de evolución II-2 (163-181 hasta 253-271)
En la tabla 16 se presentan los valores de los índices de similitud medio de las estimaciones realizadas
con diferentes modelos de correlación matemática. Los modelos 1, 2 y 3 se basan en el procesamiento
estadístico de los datos hidroquímicos mediante los modelos de la línea recta que pasa por el origen de
coordenadas (y = b1X), la parábola o ecuación polinómica de segundo grado que pasa por el origen de
coordenadas (y = b1X + b2X2) y la línea recta con intercepto diferente de cero (y = b0 + b1X). Los modelos
4-7 se basan en la línea recta con intercepto cero (y = b1X), previa separación de los datos mediante el
método de reconocimiento de patrones (Tabla 16).
Como se puede apreciar, las mejores similitudes entre los datos reales y los obtenidos por modelación
se obtienen mediante los primeros tres modelos. Sin embargo, los resultados obtenidos por el método
de reconocimiento de patrones son aceptables. La ventaja de estos últimos es que permiten hacer las
estimaciones de la concentración iónica mediante relaciones numéricas relacionadas con los patrones
hidrogeoquímicos. El último de los métodos, aunque con menor precisión que los restantes, las relaciones
de números enteros propias de los patrones.
Los pozos RC-300 y RC-348 poseen muy pocos datos, por lo que no fueron procesados mediante
métodos estadísticos (modelos 1-3).
En la tabla 15 se muestran los resultados comparativos de la modelación con las relaciones numéricas de
los patrones y las relaciones determinadas por ajuste estadístico.
Los resultados comparativos aplicando los diferentes modelos son similares a los pozos anteriormente
estudiados (Tabla 15).
Grupo de agua III
En la tabla 17 se exponen los resultados de la modelación de los pozos de este modo de evolución (Tabla
17).
Las aguas de este grupo (Pozo RC-69), presentan prácticamente un solo patrón hidrogeoquímico; 172171. Debido al solapamiento de datos, es conveniente programar el rango de 800 a 1300 μS/cm para las
estimaciones de la CE, correspondiente al mencionado patrón. En la tabla 18 se exponen los resultados
de la modelación de las aguas del grupo III (Tabla 18).
El índice de similitud indica que la semejanza entre los datos reales y los estimados por la modelación,
utilizando los diferentes métodos, es superior al 85 %.
Tabla 14.
índices de similitud medios
obtenidos mediante el empleo, para
cada ion, de los cocientes de las
relaciones concentración iónica/
CEteórica y mediante ecuaciones
ajustadas por métodos estadísticos.
Modo de evolución II-1.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-3
0.865
0.876
0.876
0.873
0.867
RC-21
0.907
0.909
0.908
0.885
0.792
RC-27
0.823
0.896
0.899
0.870
0.881
RC-30
0.887
0.915
0.916
0.887
0.866
RC-52
-
-
-
0.891
0.859
RC-258
0.875
0.890
0.887
0.871
0.844
Método y modelo:
medias en meq/l y CE propias de cada patrón (valores reales); 5. BATOMET (y = b1X), usando como concentraciones iónicas
en % meq/l/10, los números enteros de los correspondientes patrones hidrogeoquímicos y la CE teórica calculada, empleando el
factor exponencial f de los correspondientes patrones.
42
3
4
5
RC-11
-
-
-
0.941
0.865
RC-16
0.904
0.926
0.925
0.897
0.887
RC-31
0.902
0.913
0.912
0.902
0.891
RC-33
0.915
0.922
0.920
0.915
0.896
RC-70
0.882
0.916
0.917
0.904
0.879
RC-179
0.900
0.914
0.913
0.890
0.888
RC-180
0.889
0.910
0.916
0.912
0.857
0.882
0.876
RC-181
0.885
0.920
0.919
RC-184
0.922
0.926
0.926
0.894
0.812
RC-189
0.914
0.931
0.932
0.919
0.860
RC-212
0.878
0.885
0.885
0.881
0.831
RC-216
0.820
0.859
0.854
0.843
0.809
Tabla 15.
Grupo de aguas II (modo de
evolución II-2).
Método y modelo:
medias en meq/l y CE propias de cada patrón (valores reales);
5. BATOMET (y = b1X), usando como concentraciones iónicas en % meq/l/10, los números enteros de los correspondientes
patrones hidrogeoquímicos y la CE teórica calculada, empleando el factor exponencial f de los correspondientes patrones.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-9
0.809
0.860
0.873
0.860
0.816
RC-13
0.892
0.915
0.912
0.907
0.892
RC-15
0.880
0.879
0.877
0.877
0.802
RC-19
0.909
0.924
0.925
0.877
0.833
RC-23
0.896
0.917
0.919
0.897
0.844
RC-26
0.865
0.894
0.907
0.907
0.873
RC-28
0.775
-
0.878
0.893
0.851
RC-49
0.913
0.935
0.935
0.893
0.858
RC-159
0.940
0.948
0.946
0.917
0.881
RC-160
0.908
0.911
0.912
0.885
0.893
RC-191
0.888
0.879
0.900
0.893
0.888
RC-176
0.892
0.898
0.897
0.882
0.864
RC-183
0.810
0.900
0.918
0.904
0.868
RC-186
0.954
0.959
0.958
0.944
0.833
RC-187
0.848
0.951
0.950
0.935
0.920
RC-188
0.933
0.943
0.942
0.921
0.870
RC-197
0.822
0.917
0.906
0.907
0.865
RC-298
0.912
0.931
0.930
0.922
0.870
RC-299
0.931
0.935
0.934
0.925
0.915
RC-300
-
-
-
0.933
0.927
RC-348
-
-
-
0.948
0.927
Tabla 16.
Grupo de aguas II, modo de
evolución II-3.
Método y modelo:
1. SAMA (y = b1X); 2. SAMA (y
=b1X + b2X2); 3. SAMA (y =b0
+ b1X); 4. BATOMET (y = b1X),
usando concentraciones iónicas
medias en meq/l y CE propias
de cada patrón (valores reales);
5. BATOMET (y = b1X), usando
como concentraciones iónicas
en % meq/l/10, los números
enteros de los correspondientes
patrones hidrogeoquímicos y la
CE teórica calculada, empleando
el factor exponencial f de los
correspondientes patrones.
43
2
1
Pozo
Tabla 17.
mediante el empleo, para cada ion,
de los cocientes de las relaciones
concentración iónica/CEteórica y
mediante ecuaciones ajustadas por
métodos estadísticos. Modo de
evolución II-1, modo de evolución a.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-177
0.899
0.921
0.918
0.904
0.867
RC-178
0.969
0.981
0.986
0.897
0.868
Método y modelo:
Tabla 18.
Pozo
1
2
3
4
5
0.890
0.893
0.892
0.895
RC-69
0.849
mediante ecuaciones lineales ajustadas Método y modelo:
por métodos estadísticos. Pozo RC-69. 1. SAMA (y = b X); 2. SAMA (y =b X + b X2); 3. SAMA (y =b + b X); 4. BATOMET
1
1
2
0
1
Grupo de aguas III (Patrón 172-172). (y = b X), usando concentraciones iónicas medias en meq/l y CE propias de cada
44
1
patrón (valores reales); 5. BATOMET (y = b1X), usando como concentraciones
iónicas en % meq/l/10, los números enteros de los correspondientes patrones
hidrogeoquímicos y la CE teórica calculada, empleando el factor exponencial f de
los correspondientes patrones.
Tabla 19
métodos estadísticos.
Grupo de aguas IV.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-177
0.885
0.895
0.893
0.893
0.856
RC-178
0.903
0.913
0.913
0.901
0.878
RC-35
0.901
0.930
0.930
0.883
0.856
RC-56
0.905
0.907
0.907
0.880
0.846
Método y modelo:
Tabla 20.
métodos estadísticos.
Grupo de aguas IV.
Pozo
1
2
3
4
5
RC-177
0.885
0.895
0.893
0.893
0.856
RC-178
0.903
0.913
0.913
0.901
0.878
RC-35
0.901
0.930
0.930
0.883
0.856
RC-56
0.905
0.907
0.907
0.880
0.846
Método y modelo:
*usando concentraciones iónicas medias de los pozos pH-12 y pH-13.
Grupo de Agua IV
Conclusiones
Como resultado del procesamiento de los valores medios de los datos hidroquímicos, correspondientes
a las fuentes de abasto público y de aguas minerales de la Cuenca Norte de Matanzas, se pone de
manifiesto que la composición química del agua de los flujos subsuperficiales en dicha cuenca está
determinada fundamentalmente por la litología drenada (calizas, calcarenitas, calizas dolomitizadas,
dolomitas, serpentinitas) y por los procesos de intrusión marina. En el caso del agua procedente de los
flujos profundos o que guardan relación con los mismos, el control tectónico también influye en el modo
de adquisición de la composición química del agua.
Mediante la separación de los datos mediante un sistema de reconocimiento de patrones se clasificaron
las aguas en 5 Grupos con varios subgrupos. Las principales facies hidroquímicas son: bicarbonatadas
cálcicas, bicarbonatadas cálcico magnésicas, bicarbonatadas magnésicas, bicarbonatadas magnésico
cálcicas, bicarbonatadas sulfatadas bicarbonatadas magnésicas y bicarbonatadas sulfatadas cálcicas. El agua
en esta región tiende a incrementar su contenido de NaCl por el efecto de la instrusión marina.
El origen de la composición química del agua de los pozos que drenan carbonatos se explica mediante
el intemperismo de halita, calcita, dolomita, pirita e intercambio iónico directo o inverso en diferentes
proporciones. En los casos de los acuíferos costeros se producen modificaciones en la composición
química original por efecto de mezcla de aguas.
45
A manera de resumen, se puede establecer que la composición química de los sitios de muestreo estudiados
en la Cuenca Norte de Matanzas, puede ser estimada mediante mediciones de conductividad eléctrica y 9
juegos de ecuaciones matemáticas obtenidos mediante las relaciones entre la concentración en % meq/l
de los diferentes patrones hidrogeoquímicos y la conductividad eléctrica teórica correspondiente para cada
patrón, no siendo muy diferente los resultados comparativos con las ecuaciones propias del pozo.
La composición química de este tipo de agua se caracteriza por el mayor contenido de magnesio que calcio
por la interacción de los flujos con las serpentinitas del basamento rocoso. Evolucionan en superficie hacia
un mayor contenido de cloruro por efecto de intrusión marina (Cuencas M-I y M-II) y hacia un mayor
contenido de sulfato en el caso de aquellas aguas relacionadas con el drenaje profundo, como ocurre en
San Miguel de los Baños. Se pueden distinguir dos subgrupos:
Subgrupo 1: La composición química del miembro menos salino es de tipo bicarbonatada magnesiana
cálcica (patrones hidrogeoquímicos 136-181 y 127-181).
En las aguas del subgrupo 1 se incluyen aquellas cuyos patrones hidrogeoquímicos que siguen un camino
de evolución aproximado 136-181 → 235-272 → 235-361 → 136-352 (Pozos RC-12, RC-34, RC-35 y
RC-36) y las aguas del pozo PH-10, que presenta un patrón único, 127-181 (Pozo PH-10).
Subgrupo 2: Aguas mineromedicinales de tipo bicarbonatada sulfatada magnesiana cálcica (patrones
hidrogeoquímicos 163-181 y 172-181).
En las aguas del subgrupo 2 se incluyen aguas minerales de San Miguel de los Baños que presentan un
solo patrón hidrogeoquímico: 127-172 (Pozos PH-12 y PH-13) o 136-163 (manantial mn-2).
Para la secuencia de evolución de los patrones hidrogeoquímicos 136-181 → 235-272 → 235-361 →
136-352, fueron procesados los datos hidroquímicos de los pozos RC-12, RC-34, RC-35 y RC-36. Los
resultados de la modelación por lo general son muy parecidos entre sí (Tabla 19), aunque estos fueron
mejores mediante los modelos estadísticos.
Las fuentes de aguas mineromedicinales poseen un solo patrón hidrogeoquímico: 127-181 (PH-10);
127-172 (PH-12, PH-13); 136-163 (Mn-2), y debe esperarse la obtención de buenas estimaciones de las
concentraciones iónicas a partir de mediciones de CE y el empleo de modelos de correlación lineal entre
dichas variables.
En la tabla 20 se presentan los resultados obtenidos para las fuentes de aguas mineromedicinales (PH-10,
PH12, PH-13, Mn-2) mediante diferentes relaciones entre la concentración iónica y la CE.
El agua cuya composición química es controlada por la litología, presenta prácticamente un solo patrón
hidrogeoquímico. Las mejores correlaciones entre la concentración iónica y la conductividad eléctrica
se obtienen, en estos casos, mediante el modelo de la línea recta que pasa por el origen de coordenadas,
en forma similar a los procesos cinéticos de interacción agua-roca que se desarrollan en el laboratorio.
Cuando la composición química se expresa por varios patrones hidrogeoquímicos, lo cual es común en
los acuíferos costeros, los datos ajustan mejor mediante el modelo no lineal (parábola) o mediante la línea
recta con intercepto diferente de cero, y en el caso de las aguas cuya composición en su conjunto puede
expresarse mediante numerosos patrones hidrogeoquímicos, es necesario separar previamente los datos
hidroquímicos mediante un sistema de reconocimiento de patrones y modelar cada patrón por intervalos
discretos de conductividad eléctrica. En todos los casos, los resultados obtenidos por modelación no
difieren significativamente los de valores reales, lo cual sirve de fundamento para el desarrollo de un
proyecto destinado al diseño de un sistema automatizado de monitoreo y evaluación de la calidad del agua
a partir de mediciones de conductividad eléctrica.
En general, se puede establecer que la composición química de los sitios de muestreo estudiados (74
fuentes de abasto público y 5 fuentes de aguas minerales) de la Cuenca Norte de Matanzas, pueden
ser estimados mediante mediciones de conductividad eléctrica y 9 juegos de ecuaciones matemáticas
obtenidos mediante las relaciones entre la concentración en % meq/l de los diferentes patrones
hidrogeoquímicos y la conductividad eléctrica teórica correspondiente para cada patrón, no siendo muy
diferente los resultados comparativos con las ecuaciones propias del pozo.
Bibliografía
46
La composición química del agua de los pozos que drenan serpentinitas se origina mediante el intemperismo
de halita, calcita, serpentinita, plagioclasa, pirita e intercambio iónico en diferentes proporciones.
álvarez E., Vinardell I., Fagundo J.R., Reguera E. & Cardoso M.E., 1990. Evolución química
y relaciones empíricas en aguas naturales. II- Sistema Automatizado para el Monitoreo de las Aguas.
Voluntad Hidráulica, 83: 15-25.
álvarez E., Vinardell J., Fagundo J.R. & Rodríguez J.E, 1993. Sistemas para el procesamiento de
datos hidroquímicos: SAPHIQ, GEOQUIM, SAMA y BATOMET. Libro de Comunicaciones I Taller sobre
Cuencas Experimentales en el Karst, Matanzas 1992. Ed. Univ. Jaume I, Castellón (España): 189-194.
APHA, AWWA, WPCF. 1971. Standards Methods for Examination of Water and Wasters.
Barrios E., 1999. Red nacional de monitoreo de la calidad del agua: rediseño y descentralización: 76-79 pp.
Beato O., 2000. Diseño de redes de monitoreo. 6to Congreso Interamericano de Ingeniería Hidráulica en la Región
del Caribe.
Beato O., FagundoJ.R. & Morera W., 2007. Geoquímica de las aguas de la cuenca M-1. Cuenca Norte
de Matanzas. Memorias del VIII Congreso Internacional de Ingeniería Hidráulica, Editorial Obras, 15 pp.
Chong Li A., 1987. Informe de abasto al acueducto de la Ciudad de Matanzas en la zona del complejo
de los Manantiales Bello.
Chong Li A. & Fumero Suárez A., 1989. Informe preliminar sobre las investigaciones hidrogeológicas
realizadas para el abastecimiento de agua al centro turístico de Varadero en la zona de la primera etapa
(M IV-1).
Chong Li, A. & Campos M. J., 1996. Esquema regional precisado de aprovechamiento integral de los
eecursos hídricos subterráneos de la Provincia de Matanzas. Informe técnico segunda versión.
Cuellar A., 2004. Conclusiones del estudio hidrogeológico de reevaluación del tramo MIV-1; Capitulo
Condiciones hidrogeológicas, 16-18 pp, 23-29 pp.
Fagundo Castillo J.R., 1985. Caracterización de acuíferos mediante relaciones entre contenidos iónicos
y parámetros químico-físicos. Revista CENIC Ciencias Químicas, 16 (2): 321-325.
fagundo Castillo J.R., 1990. Evolución química y relaciones empíricas en aguas naturales. Efecto de los
47
factores geológicos, hidrogeológicos y ambientales. Hidrogeología (Granada), 5: 33-46.
Fagundo Castillo J.R. & Rodríguez J., 1991. Hydrogeochemical pattern and mathematical correlations
in karst at the examples of Cuba. Proc. Int. Conference Environmental Changes in Karst Areas. IGU-UIS,
Italy 1991. Quaderni del Dipartimento di Geografia, Univ. Padova, 13, 361-369.
Fagundo Castillo J.R. & Rodríguez J., 1992. Hydrogeochemical pattern and mathematical correlations
in karst at the examples of Cuba. Newsleter Geology, Climate and Karst Formation. Inst. of Karst Geology,
Guilin (China): 41-45.
Fagundo Castillo J.R., 1998. Patrones hidrogeoquímicos y relaciones matemáticas en aguas naturales.
Ingeniería Hidráulica, 19 (2): 62-78.
Fagundo Castillo J.R., González P., Jiménez S., Suárez M., Fagundo Sierra J., González A.,
Romero E. & Orihuela D., 2002. Procesos geoquímicos naturales e inducidos por el hombre en
acuíferos kársticos costeros. Caso de estudio: Sector hidrogeologico Güira Quivicán (Cuenca Sur de La
Habana). Revista Latinoamericana de Hidrogeología 2: 71-79.
Fagundo Castillo J.R., González P., Álvarez E., Tillán G., Vinardell I., Fagundo Sierra J., Suárez
Muñoz M. & Melián C., 2004. Sistema informático para la caracterización y monitoreo de la calidad de
las aguas superficiales y subterráneas. Ed. INRH, CIH, en: Memorias de expoagua. 23 pp.
Fagundo Castillo J.R, González P., Suárez Muñoz M., Fagundo Sierra J., Melián C. & Álvarez
E., 2005. HIDROGEOQUIM. Contribución a la Educación y Protección Ambiental. ISCTN. Vol 6 (XI
Taller), 58-67.
Fagundo Castillo J.R., González P., Fagundo Sierra J., álvarez E., Suárez M. & Melián C., 2006a.
Application of hidrogeochemical modeling to characterization and water quality control of coastal karst
aquifer. In: Climate Variability and Change Hydrological impacts. Ed.: S. Demuth, A. Gustard, E. Planos,
F. Scatena, E. Servat. IAHS Publication, Netherlands, 308: 596-600.
Fagundo Castillo J.R., González P., Fagundo Sierra J., Suárez M. & Melián C., 2006b. Metodología
para el control automatizado de la calidad de las aguas en acuíferos, cuencas y yacimientos de aguas
minerales y mineromedicinales. In: Contribución al conocimiento geológico, hidrogeológico, ambiental y
del termalismo en la Sierra del Rosario. J.R. Fagundo, I. Antigüedad, P. González, C. Melián, M. Suárez
(editores). CD editado por: Productos y Servicios Geográficos (GEOTECH), 151 pp.
Fagundo Sierra J., Fagundo Castillo J.R., González P. & Suárez M., 2001. Modelación de las aguas
naturales. In: Contribución a la Educación y la Protección Ambiental. ISCTN. Vol. 2 (VII).
González P., 2003. Contribución al conocimiento hidrogeoquímico de acuíferos cársicos costeros con intrusión marina.
Sector Güira - Quivicán, Cuenca Sur de La Habana. Tesis de Dr. en Ciencias Técnicas. ISPJAE.
Miller R.L., Bradford W. L. & Peters N. E., 1988. Specific conductance: theoretical considerations and
application to analytical quantity control. U.S. Geological Survey Water-Supply Paper: 2311, 21 pp.
Stiff H.A., 1951. The interpretation of chemical water analysis by means of pattern. Petroleum Technology,
3: 15-17.
Vinardell I., Tillán G., Fagundo Castillo J.R. & Ontivero R., 1999. Un método para la clasificación
e identificación de las aguas mediante patrones hidrogeoquímicos. Revista CENIC Ciencias Química:
30 (1), 14-20.
Résumé
Des affirmations répétitives, basées sur
des modèles d’ordinateur, assurent depuis
un certain temps que le climat du globe se
réchauffe de manière accélérée et que ce fait
est dû à l’émission de gaz à effet de serre liés
aux émissions d’origine anthropique. Entre
autres annonces, l’ensemble de ces affirmations
comprend celle de l’élévation du niveau des
mers et la "prévision" que cette élévation
s’accélère et aboutira à l’envahissement des
parties basses des continents avec des effets
désastreux pour les populations concernées.
Qu’en est-il vraiment ? Le texte fait appel
aux données très détaillées des marégraphes
et démontre que, dans les rapports océancontinent, ce sont les mouvements du continent
qui sont prépondérants.
Mots clés
Niveau des mers, ligne des côtes,
effet de serre, continents.
Causes réelles des changements
de la ligne des côtes :
en finir avec certains mythes.
Argyriadis Ion.
Centre d’Etudes et de Recherches Géologiques Euro-Méditerranéen (CERGEM),
La Croix du Sud. 975, chemin du Pré de Caune
83740 La Cadière d’Azur (France)
Introduction
Key words
See level, coastal line,
greenhouse effect, continents.
A la recherche de données sérieuses et fiables.
Le fait que la ligne des côtes varie, change, se transforme, est connu depuis
l’antiquité. Mais ce que l’on oublie c’est que dans ce fait complexe interviennent
deux acteurs : la mer et le continent. Or, ce qui "bouge" plus vite et de façon
plus importante est le continent. C’est un fait connu par tous les géologues mais
oublié par les "climatologues". A l’origine du phénomène, la tectogenèse dans
les zones orogéniques mais aussi l’épirogenèse (mouvements plus lents, dans
le sens vertical, des grandes masses continentales), qui est systématiquement
méconnue. Les exemples abondent, tels l’enfoncement bordier de la plate-forme
nord-européenne y compris la Manche et le sud de l’Angleterre (*), la surrection
du bouclier ukrainien, celle du plateau du Colorado, du Hoggar, etc.. Au Nord
de Marseille, la petite chaîne de la Sainte-Victoire semble s’élever de 7 mm/an.
(*) Les hydrogéologues pensent que ce mouvement est accentué par l’exploitation intensive des nappes d’eau souterraines du
Bassin de Londres qui "dégonflerait" la série stratigraphique.
Repetitive assertions based on computer models
claim since a long time that the earth clima get
warmer in accelerated tempo and that this fact
is duing to the greenhouse gaz emissions from
anthropic origin. Between other assertions
this point of vew include the elevation of See
level and the prevision from a catastrophic for
humans submersion of the coastal parts of
continents. What is the reality? This text uses
the datas of maregraphs and shows that in
the relations between ocean and continent the
movements of the continent are dominating.
Mais d’abord, de quoi parle-t-on ?
Il faut rappeler que mesurer est un acte grave qui obéit à des règles, sinon
ce n’est pas une mesure. Quand les "spécialistes" (GIEC ou IPPC pour les
anglophones) parlent de "niveau des mers" en général, ils ne précisent jamais
par rapport à quoi ce niveau est défini. Spontanément, on peut dire que ce serait
par rapport aux continents ; il semble impossible de prétendre à une mesure par
rapport au géoïde (la forme réelle de la planète) et sa surface, tenant compte des
déformations de ce dernier, du mouvement des plaques, des marées océaniques
et terrestres. Les "spécialistes" devraient se renseigner auprès des Services
Hydrographiques sérieux (en France, le SHOM, 18). Par ailleurs, si l’on prétend
à une mesure de quelques millimètres par rapport au rayon terrestre (6370 km),
elle implique une précision de 1,57e-10, et il existe quelque chose qui s’appelle la
marge d’erreur...
Introduction
Abstract
Reel causes of coastal line changes:
end of some myths
49
Figure I.
A.
A. Marseille, France,
Méditerranée : très petite
progression du niveau jusqu’à
1960, petit fléchissement
ensuite. La flexure continentale
est peut-être arrêtée ou alors
elle est indiscernable à l’échelle
anthropique.
B. Naples, Italie,
Méditerranée : épisode pendant
la première guerre mondiale
(changement d’instruments ?)
puis fléchissement.
En fait, stabilité, malgré
l’environnement tectonique et
volcanique.
C. Sébastopol, Russie, Mer
Noire
B.
C.
D. Varna, Bulgarie, Mer Noire
C, D et E sont sur la rive
occidentale de la Mer Noire.
D.
E.
Ion ARGYRIADIS.
Causes réelles des changements de la ligne des côtes : en finir avec les mythes.
E. Constanza, Roumanie, Mer
Noire
50
F. Poti, Géorgie, Mer Noire
F. est sur la rive orientale de la
Mer Noire...
F.
Pour mettre ce fait en évidence, il existe une manière simple, incontournable et indiscutable : consulter les
données des marégraphes suivis par le PSMSL (Permanent Service of Mean Sea Level), dont certains
enregistrent le niveau de la surface de la mer par rapport au continent au millimètre près depuis le milieu
du 19ème siècle, certains même depuis 1800 (ex. Brest). Les marins sont des gens qui ne badinent pas avec
les questions du niveau de la mer !
C'est le cas des marégraphes de Marseille (Fig. 1.A.) et Naples (Fig. 1.B.), pour la Méditerranée,
Sevastopol (Fig. 1.C.), Varna (Fig. 1.D.), Constanza (Fig. 1. E.) et Poti (Fig. 1.F.) pour la Mer Noire.
Or, dans le même bassin, si l’eau montait, elle monterait partout. Si le niveau évolue différemment selon
les endroits, c’est le continent qui bouge.
Mais, dans ce sens, il y a encore plus démonstratif : aux Canaries, à Gran Canaria, deux stations contigües,
à quelques centaines de mètres l’une de l’autre, la seconde ayant pris le relais de la première, montrent
des évolutions de niveau irrégulières (Fig. 2). Mais il ne faut pas oublier que des éruptions volcaniques
importantes ont eu lieu à Lanzarote au 19ème siècle.
B.
Figure 3.
Takoradi, Ghana, Atlantique
Figure 2.
A. et B. Puerto de la Luz, Gran
Canaria, Espagne, Atlantique :
dans cet environnement
volcanique, le niveau varie
différemment sur des petites
distances : le continent bouge
localement beaucoup plus vite
que la mer !
Ion ARGYRIADIS.
A.
Vers l’Est, il y a curieusement un pic localisé à Suez aux alentours de 1935, le reste étant stable. La Mer
Rouge est instable (rift !), puis le sous continent indien est très stable si l’on excepte les embouchures des
grands fleuves et leurs vallées subsidentes (d’où en particulier le cas du Brahmaputra et l’enfoncement
du Bangladesh). La péninsule indochinoise est stable, les côtes chinoises aussi. Quant aux îles japonaises,
volcaniques, les unes descendent, les autres montent... L’Est de la Sibérie ne montre pas de particularité
notable.
51
Le bloc africain est remarquablement stable, comme nous le montre p. ex. la station de Takoradi sur la
côte occidentale de l’Afrique (Fig. 3), suivie depuis 1926 : un fléchissement important du niveau marin
autour des années 80 est lié à des données non fiables et les points récents se retrouvent dans les mêmes
ordres de grandeur qu’auparavant.
Le continent australien est stable ainsi que la Tasmanie. Mais qu’en est-il des îles du Pacifique "en train de
sombrer" et de leurs "réfugiés climatiques" ? Eh bien rien ! Voyons, par exemple, parmi d’autres, dans le
Pacifique nord : Nouméa (Fig. 4.A.).
Mais il est aussi intéressant de voir les petites îles situées au milieu de l’océan... Midway Island (Fig. 4.B.)
et Pago Pago (Fig. 4.C.). Les mêmes remarques prévalent. Nous voyons les très fortes variations, qui
n'ont pas de signification de tendance à l'échelle géologique, mais qui peuvent être liées à des mouvements
d’ordre décennal de la surface de l’océan. La moyenne reste stable ou varie très peu.
A.
A. Nouméa, NouvelleCalédonie, Pacifique :
pas d’envahissement par les eaux,
au contraire...
Les très fortes variations à
l'échelle décennale, qui n'ont
pas de signification à l'échelle
géologique.
B. Midway Island, Etats-Unis,
Pacifique
B.
C. Pago Pago, Samoa
américaines, Pacifique
Très fortes variations sans
signification de tendance, peutêtre liées à des mouvements
d'ordre décennal de la surface
de l'océan mais la moyenne reste
stable ou varie très peu.
Ion ARGYRIADIS.
Figure 4.
52
C.
Sur le continent américain, on remarque une tendance à la subsidence des côtes atlantiques aux latitudes
basses de l’hémisphère nord (golfe du Mexique et côte est des Etats-Unis), et une tendance à la stabilité de
la côte atlantique du Canada. La côte pacifique est stable au Nord (Vancouver), puis à tendance subsidente
sur la côte ouest des Etats-Unis, très active tectoniquement. La stabilité reprend sur la côte mexicaine (ex.
Mazatlan). L’Amérique du Sud est stable jusqu’à son extrémité méridionale (Ushuaïa).
Voyons maintenant la vieille Europe : au Nord, la mer baisse fortement en Scandinavie. On attribue
classiquement ce phénomène à l’isostasie due à la fonte des glaces. Mais on constate plutôt un mouvement
de bascule. Les stations finlandaises et suédoises montrent une baisse régulière du niveau de la mer, tandis
que le Nord de la Norvège semble stable, comme le Sud (Danemark) (Fig. 5).
Plus loin, nous voyons que notre Europe du Nord-Ouest est bel et bien en train de s’enfoncer, ce que les
géologues dignes de ce nom connaissent depuis les années 30 du 20ème siècle (Fig.6).
Par contre, l’Ecosse est parfaitement stable.
A.
Figure 5.
A. Stockholm, Suède,
Mer Baltique.
C.
B.
Tout se passe comme si le
continent était en train de former
un bombement dont le centre
serait approximativement situé
dans le golfe de Finlande.
Ion ARGYRIADIS.
C. Copenhague, Danemark,
Mer Baltique Causes réelles des changements de la ligne des côtes : en finir avec les mythes.
B. Helsinki, Finlande,
Mer Baltique.
53
Nous pouvons également observer en Bergen en Norvège (Fig. 6.A.), ou encore Brest (Fig. 6.B.), ou
enfin Cuxhaven en Allemagne. (Fig. 6.C.).
Il ne sert en rien de multiplier à l’infini les exemples, le fait est flagrant, les variations de la ligne des
côtes sont dues en premier lieu aux divers mouvements qui affectent la lithosphère. Il existe bien des
mouvements propres, positifs ou négatifs, de la surface de la mer qualifiés d’eustatiques, mais ils sont
beaucoup moins importants et leur individualité est difficile à mettre en évidence. On peut dire, à
l’échelle géologique que le niveau des mers peut s’élever dans son intégralité et provoquer des grandes
transgressions comme par exemple celle du Crétacé moyen. Mais là encore, on est en droit de s’interroger
sur le rôle de cet autre acteur, méconnu, qui est la croûte terrestre, voire même, à cette échelle géologique,
du rôle que pourraient jouer des variations du rayon de courbure de la Terre.
Figure 6.
A.
A. Bergen, Norvège,
Mer du Nord.
C. Cuxhaven, Allemagne,
Mer du Nord.
B.
C.
Ion ARGYRIADIS.
B. Brest, France,
Atlantique.
54
Dans tous les cas, les données de l’évolution dans le passé récent, celui qui fait l’objet de toutes
les spéculations, disons depuis 1850, ne confirment absolument pas les résultats des "modèles".
A plus forte raison, et par voie de conséquence, les affirmations selon lesquelles le niveau général
des mers serait dans l’avenir voué à une élévation significative, suite à l’action de l’homme et à
ses émissions de "gaz à effet de serre", ne résistent pas à une discussion scientifique.
Conclusion
Il vient donc naturellement à l’esprit, tout d’abord, que les avis concernant l’état de la planète devraient
être émis – avec précaution ! – par les seuls scientifiques qui s’occupent de la question ès qualités, à
savoir les géologues, les océanographes, les géophysiciens et autres météorologues. Il est ridicule de faire
de ces questions des jeux d’ordinateur pour gens sans doute performants – parfois – en physique ou en
mathématiques, mais ignorant à peu près tout des Sciences de la Terre !
Arrhenius Svante, 1896. On the Influence of Carbonic Acid in the Air upon the Temperature of the
Ground. Philosophical Magazine, 41, 237-276.
Arrhenius Svante. Collected Works, Oxford University Press, 5 volumes publiés de 1986 à 2003 sous la
direction de S. Feferman, J.W. Dawson, S. C. Kleene, G.H. Moore, R.M. Solovay & J. van Heijenoort.
Vol. I : Publications 1929-1936.
Bourcart Jacques, 1949. La théorie de la flexure continentale. C.R. XVIe Congrès international de
géographie. Lisbonne.
Deparis Vincent, 2001. Histoire d’un mystère : l’intérieur de la Terre. Maison des Sciences de l’Homme - Alpes,
Grenoble. Publié par Benoît Urgelli, 2001.
Galileo Galilei, 1613. Istoria e dimostrazioni intorno alle macchie solari, e lore accidenti (3 Lettres sur les taches
solaires).
Gehrlich Gerhard & Tscheuschner Ralph, 2009. Falsification of the Atmospheric CO2 Greenhouse
effects within the Frame of Physics. International Journal of Modern Physics B, Vol. 23, (2009) n° 3, p. 275364.
Références
Ion ARGYRIADIS.
Reste – il faut malheureusement en parler – l’argument du "consensus" et de l’autorité, argument avancé
par le GIEC et les médias. A ceci, la seule réponse est que la Science est un domaine où les décisions ne
se prennent pas, ne doivent pas se prendre par un vote. C’est un principe qui a l’air formel mais qui ne
l’est absolument pas : il touche aux fondements même de la pensée scientifique. Ou bien on admet qu’il
existe une réalité objective que nous essayons de découvrir, ou bien on accepte que la science repose sur
des idées et des approches subjectives, sans existence en dehors de la conscience et comme seule preuve
la cohérence du "modèle". Dans le premier cas une théorie est vraie ou fausse, dans le second une théorie
est valable si elle est soutenue par le plus grand nombre de spécialistes. Je ne saurai mieux défendre le point
de vue de la Science, telle qu’elle a émergé dans l’Antiquité et telle qu’elle a réémergé à la Renaissance,
qu’en reprenant le propos de Galilée : « Dans les sciences, l’autorité de mille personnes vaut moins
qu’une étincelle de raison d’une seule » (Galileo, 1613).
Enfin, il faut bien dire et souligner que la Science se fait sur la base d’observations et d’expériences, et
non sur la base de modèles et de simulations qui ne devraient être et rester qu’une aide subséquente, une
facilité, d’ailleurs indéniable. A ce propos, il serait salutaire pour les scientifiques "modernes", friands de
modèles, de relire le théorème fondamental dit de "l’incomplétude", de Kurt Gödel (1931), et d’y réfléchir.
Ils verraient , en corollaire, qu’un modèle n’est mathématiquement acceptable que si toutes les données
qu’il intègre sont validées par l’observation ou l’expérience. Accessoirement, ceci enlèverait beaucoup
d’arrogance aux adeptes des sciences dites "dures" (!) vis-à-vis de ces pauvres naturalistes...
55
Gödel Kurt, 1931. Über formal unentscheidbare Sätze der Principia Mathematica und verwandter
Systeme. Monatshefte für die Mathematik und Physik, Göttingen 1931, Bd 38.
Hays Jim, Imbrie John & Shackleton Nicholas, 1976. Variations in the Earth’s orbit: pacemaker of
the ice ages. Science, vol. 194, 10 December 1976, p. 1121-1132.
Huss M., Funk M. & Ohmura A., 2009. Strong Alpine glacier melt in the 1940 due to enhanced solar
radiation. Geophysical Research Letters, Vol. 36.
Hutton James, 1795. Theory of the Earth, with Proofs and Illustrations, Edimburgh, 1795, 2 vol. 620 p. et
567 p. Réimpr. J. Cramer, Lehre, 1972.
Koutsoyannis D., Efstratiadis A., Mamassis N & Christofides A., 2008. On the credibility of climate
predictions. Hydrological Sciences – Journal des Sciences Hydrologiques, 53 (4), August 2008 p. 671-684.
Lyell Charles, 1830-1833. Principles of geology, being in attempt to explain the former changes of the earth’s surface,
by reference to causes now in operation, 1st edit. London; vol I 1830, 511 p., vol. II 1832, 330 p., vol. III 1833,
398 p. Réédition commentée par M. Rudwick, University of Chicago Press, 1990.
Milanković Milutin, 1920. Théorie mathématique des phénomènes thermiques produits par la radiation solaire.
Gauthier-Villars, Paris, 1920.
Milanković Milutin, 1930. Mathematische Klimalehre und astronomische Theorie der Klimaschwankungen.
Handbuch des Klimalogie, Band I, Teil A, Bornträger, Berlin, 1930.
Milanković Milutin, 1941. Kanon der Erdbestrahlungenund seine Anwendung auf das Eiszeitenproblem. Belgrade,
1941.
Permanent Service for Mean Sea Level. http://www.psmsl.org/data/obtaining/.
Ricour J., Argyriadis I. & Monteau R., 2005. Nouvelle interprétation tectonique de la Montagne SainteVictoire (Provence, France). C.R. Acad. Sci. Paris, 337 (2005), p. 1277-1283.
Service Hydrographique et Océanographique de la Marine. http://www.shom.fr/.
56
Résumé
Le Mont Ortles : une importante archive
climatique pour les Alpes
Le Mont Ortles (Italie) est le plus haut sommet
des Alpes orientales. Un groupe de glaciologues,
de paléoclimatologues et de géologues se sont
unis pour étudier et faire connaître les variations
climatiques du dernier millénaire en vue de
fournir des informations utiles pour prévoir
les effets d’un possible changement climatique
futur. L’évolution des glaciers durant le siècle
dernier permet aux glaciologues d’évaluer les
changements climatiques correspondants.
Les paléoclimatologues peuvent obtenir des
informations plus anciennes (sur des dizaines
et même des centaines de milliers d’années) en
étudiant l’intérieur de la glace. Travaillant à la fois
sur le mont Ortles et sur des exemples similaires
de neige et de glace, les glaciologues ont trouvé
des enregistrements intéressants dans les 4-5 m
supérieurs de la neige et des couches indurées
Les géophysiciens ont utilisé le Georadar pour
évaluer l’épaisseur de la glace du Mont Ortles
(70 m). Ils ont aussi créé un service pour
contrôler le permafrost et les glaciers de roches.
Les résultats préliminaires de la campagne 2009
arrivent aux conclusions suivantes :
1. l’épaisseur du glacier de l’Ortles est proche
de 70 m ;
2. le bilan de masse de la partie supérieure du
glacier est positif (~800 mm.a-1) ;
3. l’indice chimique saisonnier est bien conservé
dans les couches supérieures de neige indurée
des années 2008/2009 ; 4. l’histoire climatique de ce glacier est
probablement bien conservées dans les couches
formées avant 1980, quand la température
moyenne estivale était de ~2 °C inférieure par
rapport à aujourd'hui.
FORTI Silvia
Vallesina 44/B
39010 Meltina
e-mail: [email protected]
Introduction
As it is now in our common language to speak about “Global Warming”, it
is fundamental to focus our attention on how the scientific knowledge can
be transmitted through Education and Divulgation. In particular it is really
important to know how the scientists are working on the field and in the
laboratories, which are the best combinations of the interdisciplinary scientific
teams, how the scientists proceed in their investigations and why.
The Ortles Project is coordinated by the School of Earth Sciences and Byrd
Polar Research Center, Columbus, Ohio (Dr. Paolo Gabrielli) and by the
Hydrographic Bureau of Bolzano Province (Ing. Roberto Dinale).
The participants are:
-University of Venezia (Prof. C. Barbante, Dr. Iacopo Gabrieli, Dr N.
Kehrwald), Environmental contamination.
-University of Padova (L. Carturan, Prof. G. Dalla Fontana), Glaciology.
-University of Pavia (Dr. R. Seppi), Geomorphology and Permafrost.
Geological Office of the Province of Bolzano (Dr. Ludwig Noessing et Dr. V.
Mair), Geology – Rock Glaciers and Permafrost.
-University of Innsbruck and Vienna (Prof. K. Krainer, Dr. Hans
Hausmanno), GEORADAR investigations.
-EURAC (Marc Zebisch, Claudia Notarnicola, R. Filippi, F. Tapponeco,
T. Schellenberger) remote sensing and scientific divulgation.
-Istituto di Cultura e Lingue (S. Forti) scientific divulgation in high
School.
-Museo Tridentino (M. Cattadori), Education in schools, the Ortles
web site www.ortles.org scientific divulgation.
Key words
Glaciology, paleoclimatology, geomorphology,
firm, Ortles.
Introduction
Abstract
Mount Ortles (Italy) with its 3 905 m of
altitude represents the highest mountain of
the Eastern Alps. A group of glaciologists,
paleoclimatologists, geolgists and education
operators gathered together to study and
disseminate the climatic variations, which
occurred during the last millenium, with the
final aim to provide information that are useful
to predict which will be the effects of possible
future climatic changes. The glaciologists can
study recent climatic changes (hundred years) in
terms of glaciers variations. Paleoclimatologists
can obtain longer term data (tens and even
hundreds of thousand years) through the study
of ice cores. Working together on Mount Ortles
and on the same samples of snow and ice, the
glaciologists and paleoclimatologists found a
promising record in the 4-5 m upper snow/
firm layers. The geophysicists contributed to
determine the ice thickness of Mount Ortles
(70 m) using the Georadar. They also started a
survey to monitor permafrost and rock glaciers.
The preliminary results (mainly from 2009 field
survey) reached the following conclusions:
1. The thickness of Ortles glacier
is relevant: 70 m.
2. The mass balance on the upper part
of the glacier is positive: (~800 mm.a-1).
3. The chemical seasonal signal has been well
preserved in the upper snow/firm
layers for the years 2008/2009.
4. The climatic history of this glacier is likely
well preserved within the layers formed before
1980, when the mean summer
temperature was ~2 °C below the current one.
As the ice started to accumulate on the Eastern Alps about 5000 years ago, it
is possible to evidence two climatic situations which are similar to the present
one (Fig. 1):
Mots clés
Glaciologie, paléoclimatologie, géomorphologie,
neige indurée, Ortles.
57
Figure 1.
Silvia FORTI.
The climatic recent
changes during the last
125 000 years (V. Mair).
58
Figure 2.
The ice lenses (melting
events) of April and
May 2010 (S. Forti).
-The Holocene Optimum (1 in Fig. 1)
-The Medieval Optimum (2 in Fig. 1)
We can also evidence two cold periods which occurred 2500 years b.p. (3 in Fig. 1), and during the years
1350-1850 respectively (4 in fig. 1) As it is possible to observe on the drawings representing Sulden (South
Tyrol, departure for Mt Ortles, North flank) in 1820 and then in 1881, the ice melting occurred very
quickly (Fig. 2).
The present glaciers reduction in the Alps is mostly connected with the alteration of the green house
effect, due to the gases release (like CO2) by humans to the Atmosphere. Ice and snow melting can affect
large areas of the glaciers. A significant collapse occurred on Mount Ortles in July 2010, which fortunately
had no severe consequences for the population (Fig. 3).
This paper wants mainly to describe the methodologies used during the 2010 Mount Ortles survey.
However, only with a complete deep drilling to the bed rock, it will be possible to obtain detailed
information about the past climate history of the Eastern Alps.
Figure 3.
The only way for the scientists to reach the summit of the Ortles glacier was by mean of an helicopter.
We first had to locate the drilling site P1, the snow pit P2 to recovery the ablation stake and to dig a new
4 m snow pit P3.
P1: 10 m snow-ice drilling for paleoclimatological investigations. University of Venice.
We measured the length, mass and diameter of each core, in order to get the density. Then the core
sections were carefully observed and put in plastic bags and finally positioned into a special box for the
transportation to the laboratory. We used gloves in order to avoid to introduce contamination. Core
temperature was always kept below 0°C.
P2: 2 m snow pit for glaciological investigations. University of Pavia and Padova.
Retrieval of an ablation stake and data logger left in the 2009 bore hole was performed. We also made the
stratigraphic observations, especially ice lenses (refreezing events Fig. 2).
P3: 4 m snow pit for glaciological investigations and paleoclimatological sampling. University of Pavia
and Padova, Hydrographic Office of the Bolzano Province. We measured the surface snow density,
temperature, and the deeper snow/firn density.
We also performed some stratigraphic observations, nivological observations.
Finally we sampled the snow/firn for the chemical analysis, using special precautions in order to avoid
contamination.
Silvia FORTI.
Methodologies
The Ortler serrac of 2010
(V. Mair).
59
We also installed a meteorological station for glaciological investigations. University of Padova. The
meteorological station was retrieved in September 2010. Finally we also measured the snow thickness and
positioned one new ablation stake.
Preliminary results
Geomorphology.
The Ortles Ice Cap which resulted 70 m.
Glaciology.
The 2008 snow accumulation resulted to be 625 mm in water equivalent.
In June 2009, the first 2008 transition level (snow/firn) resulted to be at - 265 cm. The second transition
level (2008 firn/2007 firn) was at - 390 cm (Figure 4).
Environmental contamination.
The analytical results of the 10 m core extracted during the 2009 survey evidenced 6 oscillations, in terms
of high and low concentrations of stable isotopes NO3 and NH4, during the period between 2004 and
2009.
Also the geochemical results of the 2009 snow pit evidenced 2 oscillations (last 2 years) also in terms of
Pb, SO4, Na+ and Ca2+.
From these results, it was established that there is good agreement between the ice core and the snow pit.
Air-temperature and mass balance reconstructions.
By using T data recorded in surrounding stations, the mean summer temperature (TS) resulted: -3,7 + 1 °C
in the time period 1864-1979 and -1,6 + 1,1 °C in 1980-2009. This corresponds to a mean temperature
increase of 2 °C. There is an evidence of a large summer temperature peak in 2003 (TS = 2 °C).
Figure 4.
Silvia FORTI.
4 m snow pit
( S.Forti)
60
Conclusions
The glacier thickness resulted to be of 70 m. These data are fundamental to determine the best location
for positioning the deep drilling station in the future.
The snow mass balance resulted to be positive on the top of the Ortles Glacier during 2008
(≈ 1050 mm) with a mean snow balance of ≈ 800 mm/year between 2002 and 2009.
The chemical signal was well preserved in the upper levels snow/firn, and there is a good agreement
between the shallow firn core and the snow pit.
A climatic history is likely well preserved in the layers preceding 1980, when the mean summer
temperatures were ≈ 2 °C lower respect to the present ones.
From the Ortles surveys (June and September 2010) observations it was concluded that the present
temperatures tend more often to anomalous increases that cause the observed ice lenses along the snow
pits (April and May 2010). These observations indicate that is urgent to proceed with the deeper drilling
to the bedrock. Another warning was provided by the ice tongue collapse during July 2010. Temperatures
are monitored also by means of permafrost and rock glaciers observations by the Geological Office of
Bolzano Province, in order to avoid catastrophic unpredicted events (very big land slides).
Acknowledgements
Special thanks to: Dr. Paolo Gabrielli for the revision of this paper; Dr. Roberto Dinale for the coordination
of the project together with Dr. Paolo Gabrielli; Dr. Volkmar Mair for providing essential photographic
documentation and advices concerning the serrac, historical documentation and permafrost; Dr. Luca
Carturan as coordinator of the Ortles survey; Dr. Iacopo Gabrieli; Dr. Roberto Seppi; Prof. Karl Krainer,
for the scientific fundamental contribution; Dr. Matteo Cattadori (who is building the Ortles web site);
Dr. Roberto Filippi; Dr. Francesca Tapponeco for the educational contribution.
This paper is dedicated to Roberto Filippi who suddenly just left us by a tragic accident on the MontBlanc, following his passion of life and glaciers.
Silvia FORTI.
Gabrielli P., Carturan L., Gabrieli J., Dinale R., Krainer K., Hausmann H., Davis M., Zagorodnov V., Seppi
R., Barbante C., Dalla Fontana G. & Thompson L.G., 2010. Atmospheric warming threatens the untapped
glacial archive of Ortles mountain, South Tyrol. Journal of Glaciology, 56 (199): 844-853.
Bibliography
61
Résumé
Le présent article expose les lois – souvent
mal connues ou mal comprises – régissant les
résurgences karstiques sous-marines et décrit des
méthodes efficaces pour leur mise en valeur, avec
des exemples de réalisations.
Résurgences karstiques sous-marines
et leurs lois de fonctionnement.
Mots clés
sources karstiques sous-marines, interface eau
salée-eau douce, lois hydrauliques
ARGYRIADIS Catherine (1) & ARGYRIADIS Ion (2)
Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM), (1) Société des Eaux de
Marseille, e-mail : [email protected] ; (2) Docteur ès Sciences. CERGEM,
La Croix du Sud. 75, chemin du Pré de Caune
83740 La Cadière d’Azur (France), e-mail : [email protected].
Key words
Karstic submarine springs, salt water-fresh water
interface, hydraulic laws
Le problème des réserves d’eau douce et de leur disponibilité devient de plus
en plus, et partout dans le monde, un problème de tout premier ordre. Les
origines de cette "montée en puissance" de la question sont complexes et on
y trouve tout et son contraire : les besoins objectifs croissants des populations,
les besoins de consommation induits, la montée du tourisme, les politiques
agricoles, les problèmes de pollution mais aussi beaucoup de fantasmes collectifs
et d’interventions de "lobbies". Toutefois, derrière cette situation, se profile le
fait que la quasi-totalité des pays a adopté, jusqu’à présent, la politique de l’eau la
plus évidente et la plus facile : l’exploitation des eaux du ruissellement superficiel.
Or, poussée à ses retranchements par une demande toujours croissante et une
approche toujours plus angoissée, cette politique atteint un point à partir duquel
elle apparaît comme beaucoup trop sujette aux aléas climatiques, vrais ou
redoutés. Le besoin se fait sentir de la recherche et de l’exploitation de ressources
jusque là négligées.
Ces ressources sont connues. Il y a bien la désalinisation de l’eau de mer
notamment par osmose inverse, procédé évoqué actuellement de manière
récurrente mais qui, à regarder de près, se heurte à des problèmes mettant
leurs limites en lumière : au coût de l’investissement et son amortissement, il
faut ajouter les coûts de préfiltrage, de l’enrichissement en sels minéraux pour
rendre l’eau produite potable, le coût de tuyaux non sujets à la corrosion, du
remplacement des membranes, de l’énergie nécessaire (pression nécessaire
de 150 bars en moyenne), et, enfin, le coût environnemental lié au fait que
la saumure qui reste en amont des dites membranes est nocive en grandes
quantités et doit être soit traitée soit évacuée en eaux profondes. Tout ceci a pour
conséquence que cette méthode est sujette à un effet scalaire : parfaitement au
point, elle est bien adaptée à des petites unités mais, tant qu’il s’agit de dessaler
This work relates the laws – often poorly known
or poorly understood – ruling the fresh water
submarine springs of karstic origin and describe
the efficient procedures for its promotion with
some examples of realisations.
Introduction
Introduction
Abstract
Submarine springs of karstic origin and
their laws of functioning.
63
l’eau de mer (36 000 ppm de sels dissous), elle commence à trouver ses limites au-delà d’une certaine
taille. Par contre, elle retrouve ses avantages dès qu’il s’agit d’eaux saumâtres, dont la salinité varie autour
de 1000 ppm de chlorures.
Revenant donc aux ressources proposées par la nature, reste l’immense réservoir des eaux souterraines.
Dans ces ressources on peut distinguer deux catégories principales : les eaux des milieux poreux "en
petit" et les eaux des réservoirs karstiques. Les deux vont certainement être mieux valorisées dans l’avenir.
Elles ont plusieurs avantages, parmi lesquels – il faut le souligner – leur abondance, leur caractère de
"tampon" et leur vulnérabilité réduite vis-à-vis d’influences d’ordre atmosphérique (pollutions aériennes,
et notamment radioactives).
Toutefois, leur exploitation se heurte aussi à des facteurs jusqu’ici inhibants, comme la mauvaise
connaissance de ces réservoirs – et plus particulièrement des réservoirs karstiques –, le faible niveau
altimétrique d’exploitation et, dans le cas du karst, le caractère aléatoire et difficile de l’exploration comme
de l’exploitation (forages difficiles dans les calcaires fracturés et karstifiés).
Catherine ARGYRIADIS & Ion ARGYRIADIS.
Résurgences karstiques sous-marines et leurs lois de fonctionnement.
A. Reservoirs karstiques a exutoire sous-marin
Cependant, il existe une catégorie tout à fait particulière de ressources en eau d’origine karstique : ce sont
ces eaux qui s’écoulent en mer depuis le karst, à des niveaux très variables, pouvant atteindre et dépasser
parfois des profondeurs de 200 mètres. Ces eaux sont importantes par leur quantité : un rapport déjà
ancien de la FAO (1962) estime à 1000 m3/sec les eaux d’origine karstique s’écoulant sous la mer sur le
pourtour méditerranéen : si l’on tient compte de l’évolution de la recherche et des connaissances depuis
cette date, ce chiffre doit être multiplié par un facteur important. Actuellement, pour prendre l’exemple
de la Grèce, on estime à 2,5 milliards de mètres cube par an le volume d’eau douce perdue en mer. Le
phénomène est loin de se limiter à la Méditerranée : dans le golfe Persique, à certains endroits, les pêcheurs
plongent à 3 m sous la surface pour remplir la « guerba » ; à Cuba comme au Mexique et en Floride, des
résurgences d’eau douce sont connues jusqu’à 40 miles nautiques au large de la côte, etc.
Tout naturellement se forme l’idée de pouvoir valoriser cette ressource naturelle. Mais, on s’en doute, la
tâche est difficile et complexe et les pièges nombreux. Ce qui fait que, dernièrement, la mode aidant, on a
vu fleurir diverses tentatives plus ou moins publicitaires et très peu sérieuses, qui risquent de corrompre et
de déconsidérer la question dans son ensemble. Toutefois, des tentatives plus sérieuses ont eu lieu depuis
plusieurs décennies, avec des fortunes diverses, comme à Port-Miou (près de Marseille, France), à Tarente
(Italie), etc. Mais, en tout cas, la première en date de ces tentatives a eu un succès total et définitif, avec une
production à l’échelle industrielle : c’est celle de la mise en valeur des résurgences sous-marines de Kivéri,
appelées « Installations d’Anavalos », en Argolide orientale (Péloponnèse, Grèce). Ayant eu la chance de
participer à l’optimisation de ces installations commandée par le Maître d’ouvrage (Ministère des Travaux
Publics de Grèce), nous allons, dans ce qui suit, l’utiliser comme exemple pour évoquer ses enseignements
et en exposer les principales caractéristiques et particularités.
A.1 - Rappel de quelques traits caractéristiques du karst, et notamment du karst noyé.
Il est hors de propos de reprendre, ici, l’étude ou la description des systèmes hydrauliques karstiques à
l’interface eau douce / eau salée. Nous rappellerons simplement quelques principes fondamentaux de leur
nature et de leur fonctionnement, souvent méconnus:
• Les systèmes karstiques sont composés de cavités résultant non seulement de la dissolution du
calcaire par l’acide carbonique contenu dans l’eau, mais aussi et surtout par l’action bactérienne
associée au processus (Fagundo Castillo & Hernández, 2011).
• Ces cavités constituent des conduits reliés entre eux et forment un ensemble dont la répartition
64
Toutefois, dans le cas de résurgences karstiques, on constate très souvent une pollution de l’eau douce par
l’eau de mer. En effet, on dit classiquement que deux phénomènes peuvent intervenir dans le karst qui
favorisent malgré tout le mélange des deux eaux.
Les deux eaux commencent à se mélanger quand l’écoulement cesse d’être laminaire et
devient turbulent.
• De l’eau de mer peut apparaître à des niveaux plus élevés que sa propre surface, "pompée"
dans les conduits karstiques par effet Venturi et ainsi redescendre vers les résurgences, polluant
ces dernières per descensum. Ce cas se produit quand l’eau douce s’écoule rapidement dans un
conduit large et l’eau de mer circule dans un conduit étroit placé plus bas, mais communicant avec
le premier. Ce phénomène est fonction de la différence de section des deux conduits et de la vitesse
d’écoulement dans le conduit large.
•
A.2 - Principes régissant les rapports eau douce / eau de mer
L’eau douce et l’eau de mer, liquides de densité, de viscosité et de pression osmotique différentes ne se
mélangent pas facilement. Ainsi, dans le cas général de contact des deux eaux le long des côtes, l’eau
douce, moins dense, surmonte l’eau de mer. De plus, comme les aquifères d’eau douce ont, par nature,
leur surface libre au-dessus de la surface de la mer, ce qui leur accorde un potentiel hydraulique supérieur,
l’eau douce a tendance à surmonter et à repousser l’eau de mer.
est totalement aléatoire. Les directions et cheminements des galeries peuvent être "contrôlés" par
les directions de tectonisation et de fracturation de la roche, par les joints de stratification, par la
répartition d’impuretés et par d’autres paramètres dont l’ensemble n’est pas "modélisable".
• Chaque fois où la zone noyée en permanence ("zone d’imbibition générale" selon la classification
de J.CVIJIC) a sa limite supérieure au-dessus du niveau de la mer dans un système karstique donné,
les conduits de ce système, en charge, sont remplis d’eau douce dont la pression repousse l’eau
salée : le mécanisme de résurgence d’eau douce sous la mer est en place.
• Dans la même masse de calcaire, il est parfaitement normal et habituel de trouver plusieurs
systèmes de galeries karstiques, totalement indépendants les uns des autres et sans aucune
communication entre eux. Dans la région de Gardanne (Bouches-du-Rhône, France) par exemple,
nous connaissons dans le calcaire du Lias, épais d’environ 300 m, huit systèmes karstiques dont
la totale indépendance a été prouvée par l’étude des éléments traces contenus dans les eaux qu’ils
charrient (Vanderberghe, 1962).
• Dans les pays du pourtour méditerranéen, les karsts datent d’époques géologiques anciennes,
au moins du Quaternaire ancien (et souvent même de l’Eocène, Crétacé…). Nous avons à titre
d’exemple mis en évidence, dans les Alpes Carniques (Carinthie, Autriche), un karst toujours actif
datant du Carbonifère inférieur (350 millions d’années). Il tombe sous les sens que des karsts
aussi anciens ont subi plusieurs phases d’émersion, donc de creusement mais aussi de colmatage,
mais que la résultante est toujours dans le sens de l’agrandissement, ce qui aboutit souvent à des
structures négatives (cavités) gigantesques. Actuellement, par le jeu combiné des mouvements
tectoniques et des variations du niveau de la mer, l’ancien niveau de base de la plupart d’entre eux se
trouve à environ 200 m ou plus au-dessous du niveau actuel de la mer. Ceci a comme résultat que,
dans beaucoup de régions, nous sommes en présence de systèmes karstiques en charge hydraulique
qui expulsent leur eau dans la mer, parfois à grande profondeur. Cette eau, douce à l’origine, sort
le plus souvent saumâtre à cause de sa pollution par l’eau de mer avec laquelle elle est en contact.
Toutefois, en y réfléchissant bien, on constate que la seule cause de mélange est l’écoulement turbulent :
l’effet Venturi "siphonne" bien l’eau de mer, mais si l’écoulement restait laminaire, l’eau salée s’écoulerait
sous l’eau douce et le mélange n’aurait pas lieu.
65
B - Le captage d’eau douce non polluée par l’eau de mer
Nous avons examiné, ci-dessus, les causes de la pollution des résurgences par l’eau de mer.
Beaucoup d’échecs dans les tentatives de captage d’eau non polluée sont dus au fait que la quasi-totalité
des hydrogéologues ont envisagé et envisagent le problème d’un point de vue statique, extrapolant en
fait les lois empiriques valables pour les milieux poreux et acquises à la fin du 19ème siècle sur des côtes
sableuses, souvent les dunes de Hollande. Or, dans ces milieux, les vitesses d’écoulement sont minimes
et le diamètres des "conduits" (distances intergranulaires) submillimétriques. Mais dès que le milieu
devient perméable en grand, et que les vitesses dépassent le cm/sec avec des conduits qui sont de
plurimillimétriques à plurimétriques, l’approche doit impérativement être dynamique : l’écoulement de
laminaire a tendance à devenir facilement turbulent, et les lois qui régissent l’ensemble sont très différentes.
Nous avons dit que le processus de mélange eau douce – eau salée est lié au phénomène de turbulences
dans l’écoulement. Or, la théorie de l’écoulement turbulent relève de la physique statistique et n’est
pas formalisée. On dit que les turbulences apparaissent dans un écoulement quand les forces d’inertie
l’emportent sur les forces de viscosité, leur rapport étant exprimé par le nombre de Reynolds :
Re = DV/v où D est le diamètre du conduit, V la vitesse d’écoulement et v la viscosité cinématique du
fluide. Mais ce nombre sans dimension ne permet que de définir un état général et de dire, par exemple,
que les turbulences apparaissent généralement pour Re entre 2000 et 3000. En fait, le phénomène de
l’écoulement turbulent est complexe. Il est vrai que le seuil des turbulences dépend en premier lieu, pour
une viscosité donnée ou variant peu, de la vitesse d’écoulement et du diamètre du conduit. Mais cela est
loin d’être suffisant pour comprendre la naissance du phénomène.
De façon un peu simplificatrice nous dirons que les turbulences apparaissent lors d’une chute brutale
d’énergie cinétique et servent à dissiper la dite énergie. Une telle chute apparaît (cf. théorème de Bernoulli)
par perte de charge, celle-ci pouvant être due, soit au frottement, soit au changement de diamètre du
conduit.
66
• Une perte de charge par frottement se calcule par des formules empiriques issues d’expériences,
comme p.ex. la formule de Colebrook : J = λ/D.V²/2g, avec 1/√λ = - 2log{k/3,7 D + 2,51/
Re√λ} où J est la perte de charge par frottement en mètres de tuyau par mètre de colonne d’eau,
λ le coefficient de perte de charge, D le diamètre de tuyau, V la vitesse d’écoulement en m/sec, g
l’accélération de pesanteur, K le coefficient de rugosité des parois et Re le nombre de Reynolds.
• Une perte de charge peut également être due au changement de diamètre du conduit, qui peut
se rétrécir ou s’évaser. Il existe bien des formules concernant le calcul des pertes de charge dans
les conduits industriels (formules de Lorenz, par exemple) mais nous verrons qu’elles sont mal
adaptées à notre cas.
B.1 - Principes de captage
Nous avons vu que, pour éviter le mélange entre eau douce et eau de mer, il faut et il suffit d’intervenir de
façon à éliminer ou tout au moins à minimiser les turbulences. Pour ce faire, dans le cas du karst à exutoire
sous marin, posons d’abord les paramètres à prendre impérativement en compte :
• Caractère aléatoire des variations du diamètre des conduits et de leur géométrie à l’intérieur du
réseau karstique.
• Caractère aléatoire de la distribution des conduits du système.
• Existence possible, à l’intérieur de la même tranche de calcaire, de plusieurs réseaux karstiques
indépendants les uns des autres.
• Existence, par voie de conséquence, de plusieurs sorties en mer, les unes connues, les autres
inconnues.
• Hauteur variable de la colonne d’eau douce, fonction des variations climatiques (saisonnières
ou séculaires) mais aussi des interventions anthropiques (prélèvements par forage, barrages
souterrains...).
• Colonne d’eau douce par définition plus haute que celle de l’eau de mer tant que la résurgence est
fonctionnelle.
On voit aisément que ces impératifs impliquent que la retenue doit être à l’air libre, à l’exclusion de tout
système de captage sous-marin, cloche, parachute, etc., qui induirait des contre-pressions et qui, dans
tous les cas, perturberait le système et son équilibre hydraulique avec, pour résultat, celui d’augmenter le
mélange ou de dévier l’eau sortante vers d’autres exutoires, souvent inconnus jusque là.
On voit aussi que l’on est obligé d’évoluer dans un intervalle de contraintes étroit, entre le taux d’élévation
altimétrique du niveau de base et l’impératif de conservation de l’équilibre hydraulique. C’est ce qui a été
fait aux installations d’Anavalos-Kivéri en Argolide (Grèce), un peu empiriquement au début, et dont
le suivi de fonctionnement nous a permis de conceptualiser le principe mais aussi de le faire évoluer de
manière significative.
B.2 - L’exemple de captage et d’exploitation réussi d’Anavalos (Argolide, Grèce)
Nous avons dit plus haut qu’une tentative réussie a eu lieu en Grèce. Un barrage en mer avec régulation
automatique des flux a été construit à Kivéri (côte est du Péloponnèse) de 1969 à 1972, captant et
aménageant des sources d’un débit total moyen de 900 000 m3/jour (Figure 1).
• La retenue doit non seulement "casser" la vitesse en élevant le niveau, mais elle doit aussi
constituer un bassin de repos dont la taille sera telle que la vitesse résiduelle du courant sortant
soit dans tous les cas nulle au contact des parois du barrage. Dans le cas contraire, le freinage des
filets d’eau en mouvement créera des turbulences secondaires qui seront à l’origine d’un nouveau
mélange.
• On ne doit jamais prélever plus d’eau que le débit naturel des sources, afin de ne pas
déranger l’équilibre hydraulique, faisant ainsi, à terme, rentrer de l’eau de mer supplémentaire dans
le système.
• On doit préserver et optimiser ledit équilibre hydraulique en assurant un équilibre
dynamique contrôlé entre les deux eaux à la sortie de l’eau douce. Pour ce faire, il faut et il
suffit d’assurer ad minimum au profit de l’eau douce la relation :
Dd/Dm = Hm/Hd
où Dd est la densité de l’eau douce, Dm celle de l’eau de mer, Hm la hauteur de l’eau de mer et Hd
la hauteur de la colonne de l’eau douce dans le bassin de retenue. L’équation paraît simple, mais
sa réalisation est délicate. En effet, les quatre paramètres peuvent apparaître comme des
constantes mais deviennent des variables dès que l’on intervient dans le processus.
Il s’agit donc, pour éviter ou limiter le mélange des deux eaux, d’intervenir sur la vitesse ou sur le diamètre
des conduits. Dans un premier temps nous avons essayé d’intervenir sur la vitesse générale d’écoulement.
L’intervention mais aussi le simple accès à l’intérieur du système karstique étant pour le moins difficile et
aléatoire, le moyen le plus simple est d’intervenir en élevant le niveau de base. Ceci peut être réalisé – et
il l’a été – par la construction d’un barrage à la sortie des sources sous-marines. Mais le fonctionnement
d’une telle retenue doit impérativement respecter trois principes :
Ce captage concerne quatre sources principales qui jaillissent près de la côte, à partir de conduits établis
dans des calcaires à bancs décimétriques à métriques, d’âge crétacé supérieur. L’ensemble appartient
à la nappe du Pinde sensu J. Dercourt (1964), et il est extrêmement tectonisé. Cette nappe se trouve
charriée à grande échelle vers l’Ouest-Sud-Ouest, par-dessus une unité constituée de calcaires massifs
du Mésozoïque, appelée nappe de Gavrovo-Tripolitza. Ce charriage est un des charriages majeurs des
67
Hellénides. D’autres accidents, essentiellement liés à des phases de tectonique cassante, reprennent le
système dans son ensemble pour le morceler et le façonner jusque et y compris l’époque quaternaire.
Cet ensemble de sources a un débit cumulé qui varie entre 11 et 13,5 m3/sec (45 000 m3/heure en
moyenne générale). L’une des résurgences est côtière, au niveau zéro, les trois autres jaillissent sous la mer
à environ 7 mètres de profondeur ; elles sont nommées Delta, Kappa et Alpha. Leur teneur en chlorures
était en moyenne, avant aménagement, de :
Côtière : 172 à 184 ppm de Cl- ;
Delta : 180 à 223 ppm de Cl- ;
Kappa : 4000 à 7500 ppm de Cl- ;
Alpha : 1600 à 2500 ppm de Cl-.
Les installations d’Anavalos, dont le concept et l'étude sont dus au Dr Wolfgang Staender (Munich), visent
Figure 1.
Les installations
d’Anavalos-Kivéri.
68
Figure 2.
Plan des installations d'AnavalosKivéri.
Le barrage fait 150 m de long.
à satisfaire aux principes énoncés ci-dessus. Elles sont composées d’un barrage en béton de forme semielliptique de 150 m de long sur 8 m de hauteur au-dessus du fond de la mer, percé par 15 buses équipées de
vannes prévues pour s’ouvrir et se refermer automatiquement (Figure 2). Ce mécanisme est asservi aux
données fournies par 5 systèmes de capteurs à membrane fournissant en continu la hauteur de la colonne
d'eau tant intérieure (bassin d'eau douce) qu'extérieure (niveau de la mer). Ainsi, l'équation fondamentale
énoncée plus haut reste respectée presque en temps réel.
Une station de pompage est raccordée à l’ensemble, comportant 5 pompes de marque KSB (4 de travail
et 1 de secours) d’une capacité cumulée de 12 m3/sec. L’eau est transportée à travers une conduite en
acier de 2 m de diamètre. Etant donné le gigantisme de cette installation, une unité dite «d’urgence» a été
prévue, comportant une station de pompage séparée et autonome de 2,9 m3/sec et une conduite de 0,8 m
de diamètre.
Toutefois, nous avons aussi remarqué que la superposition des courbes de détail de variation des
Figure 3.
Anavalos de Kivéri :
pluviométrie des stations
de référence de 1974 à
1991 (lignes continues)
et teneur en chlorures
(ppm) correspondants
(pointillés). On constate
la non correspondance
des phénomènes.
Or, le groupe de scientifiques et ingénieurs qui a été chargé, sous notre direction, de l’optimisation des
installations, a remarqué, au préalable, que les courbes de pluviométrie pendant les années en question
et celles de variation des chlorures pendant le même temps non seulement ne se superposent pas mais
ne montrent pas de corrélation possible de quelque ordre que ce soit : une autre explication devait
être cherchée (Figure 3). Celle-ci a été trouvée non par des "simulations" miraculeuses, mais de façon
empirique et presque par hasard : nous avons tout naturellement commencé par recommander le
nettoyage du bassin de rétention, envahi au fil des années par les limons des résurgences mais aussi par
de la végétation (roseaux, nénuphars…). Une fois ce nettoyage effectué et le bassin ayant retrouvé son
volume initial, le taux des chlorures a retrouvé immédiatement ses valeurs initiales. Nous nous sommes
donc penchés sur la question et avons constaté qu’une relation mathématique lie le débit des sources et
la capacité du bassin, relation qui détermine le caractère laminaire ou turbulent du mouvement des eaux
dans ledit bassin et, par-là, le degré de mélange eau douce / eau salée et la teneur en chlorures du résultat.
L’installation a manifestement atteint son but, et aux essais elle a fourni une eau avec 180 ppm de
chlorures, toutes sources confondues. Malgré la dégradation, avec le temps, des systèmes automatiques
et leur utilisation non conforme, la qualité d’eau fournie ne s’est que peu dégradée, restant constamment
au-dessous de 500 ppm de chlorures. Cependant, cette dégradation progressive posait problème au Maître
d’ouvrage, et diverses théories avaient vu le jour la concernant, toutes établissant a priori une relation entre
cette dégradation et la sécheresse des années 1980 et 1990.
69
précipitations aux deux stations de référence et des courbes de variation des chlorures montre sans
ambiguïté que les chlorures augmentent quand le débit augmente et non l’inverse (Figure 4).
Autrement dit, la pollution par l’eau salée est due non pas à un déficit en eau douce, mais bien à un excès,
qui conduit au mélange par turbulences, la vitesse d’écoulement augmentant avec le débit (voir Reynolds !).
B. 3 - Avancées technologiques
Figure 4.
Anavalos de Kivéri :
données de détail sur deux ans.
Les courbes pluviométriques
des stations de
référence sont en trait continu,
les ppm de chlorures représentés
par la courbe à points.
Toutes les courbes
correspondent :
les chlorures augmentent quand
l’apport d’eau douce – et donc le
débit – augmentent.
L’expérience d’Anavalos, surtout à l’échelle de production qui est la sienne (45 000 m3/heure, soit plus
de deux fois la consommation de Marseille) est extrêmement intéressante et peut servir de guide pour
d’autres réalisations. Cependant, certains points devant impérativement être pris en compte ont fait l’objet
d’études fines de notre part :
• Le fait que les systèmes karstiques sont d’une variété extrême et que, s’agissant d’un équilibre
hydraulique dynamique, chaque cas est un cas particulier et doit être étudié comme tel.
• Le fait que le barrage est de technologie relativement ancienne et coûteuse, et que rien ne justifie
de telles spécifications : les pressions interne et externe sont quasiment équilibrées (la différence de
niveaux est, en moyenne, de 40 cm entre l’eau douce et la mer), et l’utilisation de matériaux dérivés
p.ex. des barrages antipollution est une idée qui fait son chemin.
• Le fait que, dans ce dernier cas (matériaux souples) il serait possible de réaliser un dispositif
permettant de s’affranchir des coûteux procédés d’asservissement électrique et robotique pour la
réalisation de l’équilibre dynamique des niveaux et de se servir des seuls facteurs naturels liés au
débit des sources et aux pressions relatives des colonnes d’eau.
Par ailleurs, nous nous sommes attaqués au problème de l’élimination des turbulences à la sortie des
sources : c'est là, en effet, que se situe le champ principal de turbulences. Ceci vient du fait que nous avons
à cet endroit le cas de passage d’un conduit de diamètre quelconque mais fini à un "conduit" de
diamètre infini (la mer). Qui plus est, le passage se fait, pour simplifier, comme si le conduit karstique
débouchait sur une paroi verticale, autrement dit avec un angle de divergence proche ou égal à 90°.
Or, la formule de Lorenz pour une perte de charge Δh dans le cas d’un tuyau divergent avec un angle
de divergence α à section conique, s’écrit Δh = {4/3tgα/2}V/2g. Il est évident que cette formule ne
s’applique pas si α tend vers 90°, parce que, dans ce cas, tgα tend vers l’infini et le résultat devient absurde.
Il nous a donc fallu se pencher sur ce problème et refaire des calculs tout en se tournant vers l’expérience :
le processus a abouti à l’invention de systèmes divergents à profil spécial, éliminant les turbulences, et le
résultat a été validé sur modèle physique.
Il faut souligner, ici, un autre aspect qui tend à passer inaperçu : le champ de turbulences est
70
un champ dynamique qui, en tant que tel et en se renforçant, tend à s’étendre aussi bien vers
l’amont que vers l’aval. A contrario, quand ledit champ s’affaiblit, il se rétrécit en même temps et,
en ce qui nous intéresse, descend le long du conduit vers l’aval. On comprend aisément que l’on
arrive, ainsi, à éliminer la majeure partie des turbulences et, par là même, à diminuer jusqu’à faire
disparaître le mélange eau douce / eau salée.
Ainsi, nous sommes désormais en mesure de traiter et de résoudre un bon nombre de résurgences sousmarines d’eau douce, en obtenant soit de l’eau de qualité potable (moins de 250 ppm de chlorures) soit
une eau encore saumâtre mais de beaucoup moins que celle jaillissant normalement. Notre technologie a
fait l’objet de dépôt de plusieurs brevets. Il nous faut, bien sûr, souligner que la nature étant extrêmement
complexe, il est impossible de disposer d’un système comparable à un outil industriel, applicable
automatiquement dans tous les cas : certaines résurgences, pour des raisons locales liées aux particularités
du karst donné, seront rebelles à toute intervention. D’autres seront propices à l’aménagement et
donneront de l’eau potable. Un grand nombre fournira, après aménagement, une eau de qualité bien
meilleure qu’avant, cas auquel la désalinisation pourra avoir un intérêt.
Figure 5.
Très grande résurgence
à Stoupa, Péloponnèse
méridional.
Même si nous ne pouvons traiter qu’un pourcentage – significatif – des résurgences qui, par le monde,
font s’écouler et se perdre l’eau douce en mer, ceci peut avoir un très grand retentissement en tant que
résultat, au vu du nombre des résurgences connues, celles beaucoup plus nombreuses pressenties et
l’immense nombre des résurgences potentiellement existantes. L’objet devient encore plus important si
l’on raisonne non pas en nombre de résurgences mais en débit total. Plusieurs résurgences simplement
connues, certaines simplement indiquées par les pêcheurs locaux, ont des débits comparables et souvent
bien supérieurs au débit (900 000 m3/jour, rappelons-le) d’Anavalos à Kivéri (Figure 5)
71
Références
72
Argyriadis I., 2000. Un projet d’exploitation des résurgences sous-marines d’eau douce. 2e Symposium
International de l’Eau, Cannes 29, 30 et 31 mai 2000, Comptes Rendus.
Argyriadis I., 2002. Les ressources sous-marines en eau douce : captage et exploitation. Rencontre sur
le thème «Recensement des ressources en eau», CCI Marseille – Provence dans le cadre d’Hydrotop, 25
Septembre 2002. Comptes Rendus.
Argyriadis I., 2003. Une réalisation industrielle d’exploitation de résurgences sous marines d’eau douce.
Géologues, 136 : 42 à 46.
Aronis G., 1964. Observations on the coastal karst of Greece. Mémoires A.I.H., V, Réunion d’Athènes
1962 : 256-265.
BRGM, CNEXO et Société des Eaux de Marseille, 1974. Etat des connaissances sur les sources
littorales et sous-marines. Etude documentaire par H. Paloc et L. Potié, BRGM, 74 SGN 249 AME, juillet
1974, 103 p.
Castany G., 1967. Traité pratique des eaux souterraines. Dunod, Paris, 645 p.
COST Action 621, 2005. Groundwater management of coastal karstic aquifers. Ed. Luigi Tagliano, EUR 21366,
362 p.
Cvijic J., 1960. La géographie des terrains calcaires. Académie serbe des sciences et des arts, Belgrade,
Monographie, 341 (26).
Dercourt J., 1964. Contribution à l’étude géologique d’un secteur du Péloponnèse septentrional. Thèse, Paris. Annales
géol. Pays hell., t. 15, 418 p. 1 carte.
Fagundo Castillo J.R., Valdés Ramos J.J. & Rodríguez Rubio J.E., 1996. Hidroquímica del Karst. Ed.
Grupo de Investigación « Recursos Hídricos y Geología Ambiental », Universidad de Granada, Ediciones
Osuna, 212 p.
F.A.O., 1963. Handbook of karst hydrogeology (with special reference to the carbonate aquifers of the
Mediterranean region). F.A.O. Athènes 1963 (Institute for Geology and subsurface research). Par Burdon
D.J. et Papakis N.
Gilli E., 1999. Détection de sources sous-marines et précision de l’impluvium par mesure des variations
de salinité. L’exemple de la source de Cabbé-Massolins (Roquebrune-Cap-Martin, France). C. R. Acad. Sci.
Paris, IIa, 329 : 109-116.
Gilli E., 2000. Compilation d’anciennes mesures de débit à Port-Miou. Apport à l’hydrogéologie de Basse
Provence. 7e coll. hydrogeol. en pays calcaire et milieu fissuré. Besançon, 20-22 sept. 2000 : 157-160.
González Hernández P. & Fagundo Castillo J.R. et al., 1999. Peculiaridades del fenómeno de reducción
de sulfatos en la hidroquímica de un aquifero carsico costero. Sector hidrogeológico Güira-Quívican
(cuenca sur de La Habana). Congr. « Tropico’99 », La Habana, 29 Mars à 2 Avril 1999, actes, pp. 103-104.
Konstantinidis D., 1993. Etude d’impact environnemental de l’œuvre de transport d’eau d’irrigation
depuis Anavalos vers la région d’Iria, Argolis. En grec. Secrétariat de la région de Grèce occidentale.
Athènes, Août 1993, 71 p., Annexes, planches.
Larocque M., Mangin A., Razack M. & Banton O., 1998. Contribution of correlation and spectral
analyses to the regional study of a large karst aquifer (Charente, France), Journal of Hydrology, 205 : 217-231.
Leibundgut Ch. & Attinger R., 1986. Coastal Region between Argos and Astros. In : Karst hydrogeology
of central and eastern Peloponnesus (Greece). Morphis M. and Zojer H. Eds.
Mijatovic B., 2007. The groundwater discharge in the Mediterranean karst coastal zones and freshwater
tapping: set problems and adopted solutions. Case studies, Environ Geol (2007), 51: 737–742.
Paloc H. et Potié L., 1973. Rapport sur les résurgences karstiques sous marines. BRGM et SEM, 103 p.
Papakis N., 1964. Problèmes hydrogéologiques de la Grèce. Mémoires A.I.H., V : 288-309.
Süsskoch H., 1967. Die Geologie der südöstlichen Argolis (Peloponnes, Griechenland). InauguralDissertation zur Erlagung der Doktorwürde der Naturwissenschaftlichen Fakultät der Phillips-Universität
Marburg/Lahn, Marburg 1967, 97 p.
Vanderberghe A., 1962. Etude hydrogéologique de la région de Gardanne et du bassin crétacé d’Aix-enProvence. Annales de la Société géologique du Nord, LXXXI : 121-134.
Côtes rocheuses de Provence :
évolution géologique.
Jean-Joseph BLANC
Bureau de Recherches Géologiques et Minières (BRGM)
Mots clés
Aix-Marseille Université
Abstract
Rocky Provence shoreline:
geological evolution.
De la fin du Crétacé jusqu’à l’époque romaine et actuelle, étudier l’histoire du
littoral rocheux de la Provence nous conduit à un voyage dans le temps. Nous
allons tenter d’en esquisser le déroulement.
Short analysis about the formation of the rocky
Provence shoreline: at the Oligocene time,
corso-sarde drift and pyreneo-provensal golf
aperture. The results are the formation of the
firsts littoral lines. The faulted continental steps
show an evolution of the marine clifts.
The messinian phase is marked by an elevation
and a strong erosion of some clifts and the
collapsed positions of the marine margins.
The return of marine conditions at the plioquaternary periods presents the immersion
of a large detritic slopes; the submersion of
a karstic morphology and the formation of
“ Calanques” valleys. At the holocene period,
from the Atlantic phase, the actual shoreline is
established. An elevation of marine sea-level
from hellenistic and roman periods to the actual
time shows several observations: shore abrasion
platforms, littoral notches an submarine antic
quarry.
Key words
Rocky coasts, clifts, corso-sarde drift, quaternary
sea-levels, France, Provence, Calanques massif.
Un ensemble continental
Après le retrait de la mer du Crétacé au Campanien et Maestrichtien (83 à
65 Ma), une phase tectonique vers 72 Ma concerne une large terre émergée.
Viennent ensuite les périodes du Paléocène et de l’Eocène (65 Ma à 34 Ma).
La phase tectonique pyrénéo-provençale (40 Ma) est réalisée sous un climat
continental chaud et une karstification accompagnée par le façonnement d’une
surface d’érosion. A l’Oligocène (34 à 24 Ma), le bloc Provence-Corse-Sardaigne
demeure indépendant du domaine sous-marin. Il est l’objet d’un mécanisme de
distension relevant du rifting méditerranéen.
La dérive corso-sarde est accompagnée par l’ouverture
du golfe Liguro Provençal
Les premières traces de rivage sont observées à l’Aquitanien de Carry-le-Rouet
(23 à 20 Ma). Le début de la rotation anté-horaire du bloc Corse-Sardaigne,
induisant un domaine marin, débute vers 21 à 20,5 Ma. Elle est terminée vers
18 Ma au Burdigalen inférieur.
Le début de "l’océanisation" du golfe liguro-provençal se traduit par la rupture du
bloc continental initial. Après la phase du "rifting" oligocène et d’un mécanisme
de distension, se forment les premiers escarpements en bordure de la marge
continentale en cours d’ouverture. Ce sont, au départ, des reliefs de cuestas
d’origine tectonique évoluant ensuite en falaises marines (Canaille, Soubeyran,
massif de Sicié, Sud des Maures et des Iles d’Hyères).
Les surfaces d’érosion oligocènes et miocènes, les paléokarsts associés, sont
abaissées vers le Sud et le Sud-Ouest lors d’une action de flexure et du jeu de
failles littorales. D’où les grands entablements sous-marins actuels, de – 90 m
Littoral rocheux, falaises, dérive corso-sarde,
niveaux marins quaternaires, France, Provence,
Massif des Calanques.
Introduction
Résumé
Bref exposé concernant la création du littoral
rocheux de la Provence depuis l’Oligocène :
dérive corso-sarde, ouverture du golfe pyrénéoprovençal. Premiers stades de la formation des
rivages. Les cuestas faillées évoluent en falaises
littorales tectonisées.
L’événement du Messinien se traduit par une
élévation et une forte érosion des escarpements
littoraux et un abaissement des marges
continentales. Le retour de la mer au Pliocène
et au Quaternaire comporte l’immersion d’un
vaste glacis détritique, l’ennoyage du karst et
la formation des Calanques. A l’Holocène,
dès la période atlantique, le tracé littoral actuel
des côtes rocheuses est établi. On relève une
élévation récente du niveau de la mer depuis les
périodes héllénistique et romaine jusqu’à l’actuel,
marquée par des encoches d’abrasion littorale et
des platiers d’érosion superposés.
73
à – 160 m au large des Calanques, de Sicié, des Maures et des Iles d’Hyères. Ces bancs présentent
un substratum calcaire crétacé à l’Ouest. A l’est de l’accident de Cassidaigne, ce dernier est de nature
métamorphique.
Evénement du Méssinien
Cette crise majeure correspond à un bref retrait de la Méditerranée jusqu’à – 1500 m d’où un assèchement
brutal et l’émersion de la marge continentale et de ses surfaces d’érosion. Cette régression induit le
creusement des vallées (Rhône, Durance, dépression permienne) et l’incision des canyons au travers
des surfaces émergées (Planier, Cassidaigne, Sicié, Stoechades). A terre, un nouveau karst vertical fore
les entablements calcaires. A l’emplacement délaissé des anciens rivages rocheux, les escarpements sont
ravivés par l’érosion et surélevés par l’activité de grandes failles jalonnées de brèches tout au long des
massifs littoraux (ex : paléokarst tectonisé de Bandol et de la Pointe Fauconnière).
Côtes rocheuses de Provence : évolution géologique.
Jean-Joseph BLANC.
Retour de la mer : nouveaux rivages et oscillations climato-eustatiques
74
La mer revient en force avec la transgression du Pliocène (5,3 à 5 Ma) issue de la rupture tectonique du
barrage de Gibraltar. La remontée très rapide du niveau de base jusqu’aux côtes + 180 m + 182 m doit
être corrigée de l’exhaussement tectonique des reliefs durant le Plio-Quaternaire. Une partie importante
du paléokarst creusé au Tertiaire se trouve immergée. Des circulations ascendantes, en Provence comme
en Ardèche, façonnent des puits verticaux. La mer pliocène envahit les vallées et les gorges creusées au
Messinien (Rhône, Durance, Régalon, Mirabeau, Argens, dépression permienne) ainsi que les canyons
sous-marins.
Du côté marin, des flexurations se manifestent et le fonctionnement de failles délimitant des gradins
successifs. La surface d’érosion du Miocène est scindée en plusieurs paliers au large de Planier, Riou, Bancs
des Blauquières et de Magaud.
Le littoral à rias ne sera pas permanent. Le tracé du rivage change encore du Gélasien 2,58 Ma à 1,8 Ma
au Pléistocéne inférieur, jusqu’à l’actuel, en fonction des oscillations glacio-eustatiques. Les bas niveaux
liés aux périodes glaciaires ont reporté le rivage très au large, à des cotes voisines de – 150 m. Seules les
conditions de la dernière régression glaciaire (stades isotopiques 4 et 2) sont assez bien connues quant aux
tracés des anciens littoraux préhistoriques (– 120 m) : les archipels actuels étaient tous reliés au continent,
formant des chaînons parallèles aux massifs de Marseilleveyre et des Maures (Riou, Iles d’Hyères). Les
peuplements préhistoriques reconnus (Moustérien, Aurignacien, Gravettien, Magdaleinien) disposaient
d’une marge appréciable large de quelques km à plus de 12 km sous la forme de glacis détritiques, dunes
consolidées, éboulis, coulées argileuses, chaos de blocs et, bien entendu, cavernes (grottes Cosquer et des
Trêmies), rivières souterraines de Port-Miou et du Bestouan. Les piémonts soliflués de la Coudourière
(Le Brusc), à silex moustériens s’étendaient vers le large tout comme les épandages au nord de Giens et
de Porquerolles.
Evolution vers les rivages actuels
Dès la dernière transgression post-glaciaire (Holocène), les données deviennent plus nombreuses et plus
précises. La remontée du niveau est rapide. En dépit de l’épisode bref et froid du Dryas III, le climat
tend vers un état tempéré plus chaud. La transgression envahit les basses vallées karstifiées formant les
Calanques. On observe ensuite un ralentissement et même plusieurs paliers dans cette remontée. Plusieurs
stades, dans l’évolution des rivages, sont maintenant assez bien connus.
1. Boréal :
De 8700 à 7000 BP, correspondant au début du Néolithique. Une phase d’érosion se traduit par des
éboulements avec mégablocs, ruptures de corniches et un important recul des falaises aux zones
décomprimées, influence des réseaux de fractures voire impacts sismo-tectoniques. Des coulées d’argile
rouges garnissent les versants se prolongeant jusqu’à – 45 m et – 27 m. Les recherches archéologiques ont
permis de dater certains épandages (Sicié, Saint-Elme, Les Lecques, Giens).
2. Atlantique :
7000 à 5000 BP (Néolithique Cardial). Le climat devient nettement plus chaud et plus humide. Le niveau
marin continue de remonter de – 28 m à – 8 m, d’où l’immersion des écueils littoraux (Le Brusc) et
l’ennoyage de la partie supérieure du karst. Les sources nombreuses sont associées à des dépôts de tuf.
En mer, on observe la formation de « mattes » de l’herbier à posidonies, vases noires à souches et fibres
incarbonisées, zones réduites enrichies en matières organiques et en méthane (Fréjus, Giens). Les argiles
noires se déposent en milieux laguno-marins, parfois associées à du maërl (concrétions à mélobésiées) et
des dépôts d’huîtres. Une invasion marine remplit la cuvette de Berre et la rade de Toulon. Un contact
d’érosion marque le sommet de la période Atlantique.
4. Sub-Atlantique :
2800 à 1700 BP. Une continuation est admise jusqu’à 500 AD. La remontée marine semble se stabiliser de
– 2 m à – 0,35 m et même – 0,30 m à – 0,20 m. C’est une riche période archéologique : Age du Fer, période
grecque archaïque (2575-2550 BP), héllénistique (fondation de Marseille, 2580 BP), romaine (2200 BP à
200 AD), gallo-romaine. Le climat, tempéré-chaud, humide, tend à se refroidir à l’époque gallo-romaine.
Rivage rocheux antique :
Le rivage rocheux antique diffère assez peu du tracé actuel à l’exception des côtes sableuses (Camargue,
Fréjus). On note la formation des tombolos de Giens reliant l’île au continent. Des ralentissements et
des arrêts temporaires dans la remontée du niveau marin amènent la formation de platiers d’arasion si la
roche et l’exposition s’y prêtent.
A l’Age du Fer :
Une crise érosive se manifeste dans les talwegs et au niveau des falaises. Les dépôts de crues sont connus
dans les vallées du Rhône, de l’Argens, du Var et du Gapeau. En milieu marin littoral, la crise érosive se
traduit par un nouveau réseau de chenaux entaillant les «mattes» à posidonies, formant des banquettes
imbriquées, véritables terrasses sous-marines (baie du Brusc)
Le rivage rocheux, très proche de l’actuel, montre la formation de «plages de poche» cordons de galets
et niveaux de tempêtes, le creusement de «visors» (rainures d’abrasion littorale) et trottoirs d’algues. Les
prismes littoraux et une partie du sable des plages datent de cette époque. Aux plaines littorales, des limons
bruns historiques, à céramiques antiques, surmontent les éboulis régressifs argileux (Giens, Porquerolles,
Port-Cros). Les «mattes» de l’herbier sont datées par les colmatages des épaves antiques.
Au Moyen-Age :
Le climat devient un peu plus chaud et sec. Si le rivage rocheux n’accuse que peu de variations, on relève
un développement des trottoirs d’algues et des herbiers de posidonies. Une nouvelle crise érosive élargit
les chenaux disséquant les «mattes». Depuis l’époque grecque, les baies continuent à se colmater (mort du
maërl).
L’époque moderne :
Elle n’apporte aucun changement notable à l’exception de quelques éboulis locaux. La crise climatique
du « Petit Age de glace » montre quelques érosions sous-marines au niveau des chenaux des herbiers
infralittoraux ainsi que l’extension des dépôts torrentiels (baies de Sanary et des Lecques). L’exhaussement
récent du niveau marin depuis l’Antiquité (immersion des carrières romaines de La Couronne, de – 0,30 m
au zéro actuel) se trouve prolongé par l’élévation marine constatée depuis 1855. Les effets escomptés, au
Jean-Joseph BLANC.
3. Sub-Boréal :
000 / 4600 BP à 3000 BP (Néolithique Chasséen, puis Chalcolithique et Bronze) Niveau à – 6 m jusqu’à
– 4 m et même – 3 m. Le climat, tempéré chaud, montre une alternance de périodes sèches ou humides.
Le détail apparaît assez compliqué. Les dépôts d’huîtres sont accompagnés par la formation de trottoirs
d’algues (Lithophyllum). Au début du Sub-Boréal, une crise érosive amène la formation d’éboulis gravitaires
colmatant les talwegs, de chutes de blocs et d’un nouveau recul des falaises littorales. La zone infralittorale
voit le développement de chenaux anastomosés et d’un stade d’érosion des «mattes» à posidonies. Des
encoches et gradins sous-marins s’observent à – 4 m – 3 m (époque du Bronze).
75
niveau des littoraux rocheux, seront sous la dépendance de la durée et de l’importance des submersions
possibles et des tempêtes futures. On remarquera, pour certaines roches (calcaires compacts de l’Urgonien,
quartzites, granite, basalte) une résistance remarquable à l’érosion comme le montrent certains témoins
dans le paysage depuis l’Antiquité.
Bibliographie sommaire
Jean-Joseph BLANC.
La bibliographie sur le sujet traité étant fort abondante, l’auteur a seulement mentionné les principales
références utilisées.
76
Blanc J.-J., 2001. Les grottes du Massif des Calanques (Marseilleveyre, Puget, archipel de Riou) :
évolution et remplissages quaternaires. Quaternaire, 11 (1) : 3-10.
Blanc J.-J., 2010. Les anciens rivages de la Provence, du Cap Couronne au Cap Lardier. Bull. Musée anthrop.
préhist. Monaco, 50 : 3-24.
Bonifay E., 1967. La tectonique récente du Bassin de Marseille dans le cadre de l’évolution post-miocène
du littoral méditerranéen français. BSGF, 7 (IX) : 540-560.
Bonifay E., 1980. Niveaux marins plio-quaternaires et tectonique récente des côtes françaises de la
Méditerranée. Actes Colloque CNRS, Université de Paris 1 : 280-302.
Bourcart J., 1960. Les frontières de l’Océan. Albin Michel : 317 p.
Collina-Girard J., 1996. Préhistoire et karst littoral : la grotte Cosquer et les Calanques marseillaises
(B.‑du‑Rh., France). Karstologia, 27 : 21-40.
Collina-Girard J., 1997. Analyse des profils sous-marins levés en plongées sur les côtes provençales.
Implications eustatiques et néotectoniques. C.R.Ac.Sc., Paris, 325 : 955-959.
Edel J.B., Dubois D., Marchant R., Hernandez J. & Cosca R., 2001. La rotation miocène inférieur du
bloc corso-sarde. Nouvelles contraintes paléo-magnétiques sur la fin du mouvement. BSGF, 172 : 275-283.
Flemming N.C., 1973. Form and relationship to present sea-level of pleistocene marine erosion features.
Journ. Geology, 73 : 790-811.
Froget C., 1966. Découverte de formations quaternaries sous-marines au Banc du Veyron, Baie de
Marseille. C.R.Ac.Sc., Paris, 263 D : 1352-1354.
Guery R;, Pirazzoli P.A. & Trousset P., 1981. Les variations de niveau de la mer depuis l’Antiquité à
Marseille et à La Couronne. Histoire et Archéologie : 8-17.
Laborel J., Mohrange G., Lafont R., Le Campion J., Laborel-Deguain F. & Sartoretto R., 1994.
Biological evolution of sea-level rise during the last 4500 years on the rocky coast of continental
southeastern France and Corsica. Marine Geology, 120: 203-223.
Mohrange G., Provansal M., Vella C., Arnaud P., Bourcier M. & Laborel J., 1998. Montée relative
du niveau de la mer et mouvements du sol à l’Holocène en Basse Provence (France). Méditerranée, Annales
Géographie, 600 : 139-159.
Monteau R., 1999. Remplissages karstiques tectonisés dans la région de Marseille. Karstologia, 37 (1) : 1-12.
Ricour J., Argyriadis I. & Monteau R., 2005. C.R. Geoscience, 337 (2005) : 1277-1283.
Monteau R., Ricour J. & Argyriadis I., 2005. Structure chevauchante du Massif de Marseilleveyre et
de l’archipel : Riou, Jaïre, Maïre, à Marseille (B.-du-R.). Mésogée, 61 : 61-70.
Vella C., Provansal M., Long L. & Bourcier H., 2000. Contexte géomorpho-logique de trois ports
antiques : Fos, Les Laurons, Olbia. Méditerranée, 1 (2) : 99-140.
Résumé
La plupart des sources sous-marines de la
Méditerranée sont saumâtres. Pour éliminer la
salinité de la source sous-marine de Port-Miou,
un barrage expérimental sous la côte zéro a
été érigé dans la galerie pour faire obstacle aux
entrées d’eau de mer, mais une certaine salinité
a subsisté.
Cette salinité résiduelle est attribuée à une
aspiration d’eau de mer par une galerie karstique
profonde connectée au réseau de Port-Miou.
Cette hypothèse est fondée sur le fait qu’une
pollution en titane est constatée en galerie,
pollution qui proviendrait du rejet de boues
rouges, résidu du traitement de bauxite riches en
titane rejeté en mer dans une fosse de 300 m de
profondeur au large de Cassis.
Mots clés
Méditerranée, sources saumâtres, pollution.
Relations entre la contamination saline
profonde des karsts côtiers méditerranéens
et les variations eustatiques extrêmes :
l’exemple de l’aquifère de Port-Miou
(Marseille, France).
CAVALERA Thomas (1), GILLI Eric(2), MAMINDY-PAJANY
Yannick (3) & MARMIER Nicolas (4)
(1) Université de Provence, 3, place Victor Hugo. 13331, Marseille, France ;
(2) Université de Paris 8 et UMR ESPACE 6012,
8, place Garibaldi, 06300, Nice, France ; (3) LSRAE (Laboratoire de
Radiochimie, Sciences Analytiques et Environnement - FR CNRS 3037),
Universié de Nice Sophia Antipolis, 28, avenue Valrose, 06108 Nice Cedex 2 ;
(4) ECOMERS/EA 4228, Université de Nice
Key words
Mediterranean, brackish springs, pollution.
Le système karstique de Port-Miou est constitué d’une galerie horizontale sousmarine de plus de 2 km dans les calcaires de l’Urgonien. Dans les années 70,
cette source saumâtre a fait l’objet l’objet d’études scientifiques et d’explorations
spéléologiques, destinées à permettre la mise en place d’un captage expérimental.
Pour autant, les ouvrages successifs n’ont pas permis de s’affranchir de la salinité
résiduelle qui est restée proche de 3 g l-1. Les explorations par les spéléoplongeurs
ont mis à jour un réseau développé à plus de 179 m sous le niveau marin où l’eau
est toujours saumâtre.
De fortes concentrations en titane ont été mesurées à la surface des sédiments de
la galerie en amont du barrage et à grande profondeur. Localement, les « boues
rouges », résidus de traitements de la bauxite, sont rejetés dans le canyon de
Cassidaigne au large de Cassis à 300 m de profondeur. Ces boues sont riches
en métaux lourds et notamment en titane. Ces observations géochimiques
soutiennent le modèle d’une aspiration d’eau de mer par une galerie karstique
profonde connectée au canyon sous-marin. Le canyon de Cassidaigne recoupe
un plateau continental calcaire karstique riche en dolines et grottes, et sa
morphologie rappelle celle d’une réculée karstique. La présence de ce karst
noyé à plusieurs centaines de mètres sous le niveau marin est liée aux différents
épisodes de chutes de la Méditerranée, et notamment celui du Messinien.
Most underwater Mediterranean springs are
brackish. In order to eliminate the salinity of the
Port-Miou underwater spring, an experimental
dam under the zero level has been erected in
the karst gallery to impede the intrusion of the
sea water into it, although a certain degree of
salinity still remains.
This residual salinity is attributed to a suction of
sea water through a deep karst gallery connected
to the Port-Miou network. This particular
assumption is based on the fact that titanium
pollution is found in the tunnel. This pollution
ought to be the result of the discharge of red
mud – titanium rich residue from the bauxite
ore processing – that are dumped at sea in a 300
meters deep marine canyon off Cassis.
Les sources sous-marines karstiques sont répandues sur le pourtour méditerranéen,
mais la plupart sont saumâtres, ce qui limite leur exploitation. Les études récentes
sur la spéléogenèse des karsts littoraux ont permis de souligner l’importance des
variations eustatiques sur leur processus de karstification.
Introduction
Abstract
Relationship between salt deep
contamination of Mediterranean coastal
karts and extreme sea-level variations:
the exemple of the aquifer of Port-Miou
(Marseille, France).
77
Les réseaux de galeries anciennes situées sous le niveau marin actuel sont responsables de la contamination
par l’eau de mer des aquifères karstiques côtiers méditerranéens. Le modèle de contamination par les
drains noyés permet de comprendre pourquoi les différentes tentatives d’exploitation de ces karsts ont
jusqu’à présent échoué.
Remarques annexes
Relations entre la contamination saline profonde des karsts côtiers méditerranéens
et les variations eustatiques extrêmes : l'exemple de l'aquifère de Port-Miou (Marseille, France).
Thomas CAVALERA, Eric GILLI, Yannick MAMINDY-PAJANY & Nicolas MARMIER.
A la suite de l’exposé de M. Cavalera, Jean RICOUR ([email protected]) présente les remarques suivantes
78
1. La galerie karstique de Port-Miou n’est pas une galerie « sous-marine » mais souterraine et continentale
située sous la côte zéro.
2. Sans vouloir nier la possibilité d’une hypothétique remontée d’eau de mer, par effet Venturi, sur une
hauteur de 300 m et une longueur de plus d’un kilomètre, par une hypothétique galerie karstique sousmarine, M. Ricour attire l’attention sur le fait suivant :
Les boues rouges contenant du titane, avant d’être rejetées à 300 m de profondeur dans la fosse de
Cassidaigne, cheminent tout au long de la calanque de Port-Miou dans une conduite métallique, enterrée
à faible profondeur en surplomb du réseau karstique urgonien dans lequel la galerie est creusée. Galerie
et conduite sont voisines et la conduite pénètre même dans la galerie à la faveur d’un puits naturel pour
atteindre la mer par l’exutoire de la galerie.
La conduite métallique étant vieille de trente ans, il n’est pas impossible que des fuites de boues rouges
atteignent naturellement le réseau karstique et la galerie.
Dans la partie amont de cette galerie, en des endroits où elle n’est pas enterrée, des fuites ont été signalées
à plusieurs reprises.
Instructions aux auteurs
Les manuscrits doivent être fournis dans un premier temps en fichier texte par courrier électronique. Les noms,
adresses et e-mails de rapporteurs potentiels devraient aussi être inclus dans la lettre d’accompagnement, mais les
éditeurs ne sont toutefois pas tenus de faire appel aux rapporteurs proposés.
Les textes retenus seront soumis à l’avis d’au moins un rapporteur. La version corrigée sera fournie sur support
informatique.
- Format
Chaque article comprendra dans l’ordre : Titre français et anglais.
NOM Prénom, affiliations et adresses respectives du ou des auteurs (dans le cas de co-auteurs préciser le nom du
correspondant).
Résumé de 1000 caractères maximum et six mots clés dans la langue courante de l’article.
Résumé de 1500 caractères maximum et six mots clés dans l’autre langue.
Introduction.
Matériels et méthodes.
Résultats et discussion.
Conclusion (si nécessaire).
Remerciements.
Références.
- Références
Les références bibliographiques seront citées dans le texte comme suit : (Ramade, 1974), (Francke & Engel,
1986), (Brochu et al., 2012), (Ramade, 1974 ; Francke & Engel, 1986).
Elles doivent être regroupées par ordre alphabétique à la fin du manuscrit sur le modèle suivant :
Ramade F., 1974 - Eléments d’écologie appliquée. Ediscience Ed., Paris : 522 p.
Francke W. & Engel W., 1986 - Synorogenic sedimentation in the Variscan belt of Europe. B. Soc. Géol. Fr., sér.
8, 2 (1) : 25-33.
Iordansky N. N., 1973 - The skull of the Crocodilia. In Gans C. & Parson T. S. Eds., Biology of the Reptilia,
Morphology D., 4 : 201–284. Academic Press, London.
Les abbréviations des périodiques seront celles de l’ISI (http://library.caltech.edu/reference/abbreviations/ ;
http://corail.sudoc.abes.fr/).
Seuls les noms latins (genre et espèce) doivent être écrits en italique, tandis que les auteurs de noms taxonomiques
doivent être cités comme suit : Crocodylus niloticus Laurenti, 1768 ; Voay robustus (Grandidier & Vaillant, 1872).
- Figures et illustrations
Les numéros des figures et des tableaux seront en chiffres arabes. Les unités de mesure normalisées sur le mode du
Système International d’Unités. Dans le texte courant, les références aux illustrations et tableaux seront présentées
ainsi : (Figure 1), (Figure 1A), (Figures 1 et 2).
Les tableaux seront saisis sous Word, Excel ou Open Office uniquement, en respectant les mêmes normes
typographiques que le texte.
Les illustrations, dessins et photographies, uniquement en noir et blanc, seront fournies au format informatiques
TIFF ou JPEG de 300 dpi pour les photographies et 600 dpi pour les dessins au traits. Les illustrations et
photographies seront dotées d’un numéro d’ordre et pourront être groupées. Dans ce dernier cas, elles seront
identifiées par une lettre capitale (A, B, etc...). Elles seront accompagnées d’une échelle métrique, sans coefficient
multiplicateur.
Les légendes des figures et tableaux seront regroupées sur une même page en fin de texte.
- Appendices et informations supplémentaires
Des données supplémentaires pourront être publiées en sus, et accessibles en ligne.
- Tirés-à-part
Il sera fourni à chaque auteur un fichier format PDF de son article.
79
InstructionS TO authors
Papers must first be supplied in electronic format only or by e-mail. Names, addresses and e-mails of potential referees
for the manuscript should also be included in the cover letter. However, the Editors are under no obligation to use the
recommended referees.
The selected manuscripts will be submitted to at least one reviewer. After correction, the final version will be sent on to
numeric support.
- Format
Each paper should content :
Title in French and in English
SURName(S) First-name(s), affiliation(s), and address(es) of author(s) (in case of multiple authors, indicate the
corresponding author and presenter).
Abstract, no longer than 1000 characters and six key-words in the main language of the article
Abstract of no more than 1500 characters and six key-words in the other language.
Introduction
Materials and methods
Results and discussion
Conclusion (if necessary)
Acknowledgements
References
- References
The references should be cited in the text as follows: (Ramade, 1974), (Francke & Engel, 1986), (Brochu et al., 2012),
(Ramade, 1974 ; Francke & Engel, 1986).
They should be listed alphabetically in the references, at the end of the paper, as follows:
Ramade F., 1974 - Eléments d’écologie appliquée. Ediscience Ed., Paris : 522 p.
Francke W. & Engel W., 1986 - Synorogenic sedimentation in the Variscan belt of Europe. B. Soc. Géol. Fr., sér. 8,
2 (1) : 25-33.
Iordansky N. N., 1973 - The skull of the Crocodilia. In Gans C. & Parson T. S. Eds., Biology of the Reptilia,
Morphology D., 4 : 201–284. Academic Press, London.
Journal abbreviations are those provided by ISI (http://library.caltech.edu/reference/abbreviations/).
Only the Latin names (genus and species) should be italicised. Author of taxonomic names should be cited in the text as
follows: Crocodylus niloticus Laurenti, 1768; Voay robustus (Grandidier & Vaillant, 1872).
- Figures and illustrations
Figure and table numbers should be in Arabic numerals. Authors are requested to use the International Units System.
Use (Figure 1), (Figure 1A), (Figures 1 and 2) when referring to illustrations.
Tables should be typed in Word, Excel, or Open Office software only, the same typographic rules as the text.
Photographic illustrations, only black and white, should be as electronic pictures in TIFF or JPEG format of 300 dpi
for pictures and 600 dpi for line drawing. All illustrations should be numbered in order, and may include composite
illustrations in which the component parts are labelled using suffixes capital letters (A, B, etc...). Illustrations in which
magnification is of consequence must include scale bars, without the use of a multiplicative coefficient.
Figure and table captions should be grouped on the same page at the end of the text.
- Appendices and Supplementary informations
Supplementary data may be published in addition to, and available on line.
- Off prints
Each author or co-author will receive a pdf version of his/her paper.
80

Mésogée Volume 68 l 2012 - Museum d`histoire naturelle de Marseille

Transcripción

Documentos relacionados

eurostyle - Les Industries Caron

le train le plus haut d`Europe!

BENITO URBAN BENITO URBAN

catálogo de mund