CENTRO NACIONAL DE MEDICINA NATRURAL Y TRADICIONAL (CENAMENT) MEMORIA FINAL DEL PROYECTO

Estudio de las aguas naturales minerales de la Sierra del Rosario para su integración en distintos usos al desarrollo socio-económico de la región Responsable cubano del Proyecto: Dr. Sc. Juan Reynerio Fagundo Castillo (CENAMENT) Responsable vasco del Proyecto: Dr. Iñaki Atigüedad Auzmedi (Universidad del País Vasco) Corresponsable del Proyecto: Dra. Patricia González Hernández (CENAMENT)

Participantes: Dra. Rebeca Hernández Díaz (Universidad de Pinar del Río). M.Sc. Lic. Margaret Suárez Muñoz (CENAMENT). Lic. Clara Melián Rodríguez (CENAMENT). MSc. Pablo González Cervantes (CENAMENT). MSc. Ángela Manchado Marín (CENAMENT). Dra. Ana Gómez Llanes (CENAMENT). MSc. Lic. Maritza Llerena Portilla (Instituto de Geografía Ttropical). Ing. Ana Nidia Abraham Alonso (Instituto de Geografía Ttropical). Dr. Dámaso Cáceres Govea (Universidad de Pinar del Río). Otros ejecutores no participantes del Proyecto: Dr. Joel Carrillo Rivera, Dr. José Ramón Santana (Instituto de Geografía de la UNAM, México). Msc. Ing. Robert Ramírez Hernández (Universidad de Pinar del Río). Mónica Rodríguez Piña (Centro de Estudios del Medio Ambiente, Universidad de La Habana).

CONTENIDO RESUMEN ABSTRACT Capítulo I. INTRODUCCIóN Conceptos y definiciones Antecedentes y estado actual de la temática. Objetivo. Problema científico, social y ambiental. Justificación de la investigación. Hipótesis. Objetivo general. Objetivo específico. Tareas planificadas para cumplir los objetivos. CAPÍTULO II. MARCO GEOGRÁFICO, GEOLÓGICO E HIDROGEOLÓGICO. Ubicación geográfica. Clima. Geología. Hidrogeología. CAPÍTULO III. MATERIALES Y MÉTODOS. Inventario de puntos de agua. Técnicas analíticas. Confección de los mapas y esquemas. Representación de los tipos de aguas mediante patrones hidrogeoquímicos. Clasificación hidroquímica y balneológica de las aguas minerales. Determinación del estado sanitario del agua Procesamiento de datos mediante modelos hidroquímicos Cálculo de las ecuaciones termodinámicas de los diagramas de estabilidad de minerales silícicos. Cálculo de las ecuaciones termodinámicas del diagrama Eh-pH. Aplicación de métodos convencionales de la estadística univariada y bivariada. Aplicación de Métodos de estadística multivariada. Metodología de simulación química de los procesos de interacción agua - roca. Algoritmos matemáticos. Cálculo de la temperatura de los acuíferos profundos mediante geotermómetros. químicos CAPÍTULO IV. RESULTADOS Y DISCUSIÓN. Composición química espacial de las aguas naturales y naturales de la Sierra del Rosario y su relación con la geología local.

Distribución espacial de la composición química de las aguas por sectores hidrogeológicos. Distribución areal. Sector hidrogeológico Cajalbana - El Sitio. Sector hidrogeológico Pan de Guajaibón. Sector hidrogeológico Rancho Lucas – Cacarajícara. Sector hidrogeológico Mil Cumbres. Sector hidrogeológico Cayajabos - Las Terrazas - San Cristóbal. Sector hidrogeológico Cueva de los Portales – Los Bermejales - San Diego de los Baños. Caracterización hidrogeoquímica del sistema de flujos. Caracterización hidroquímica espacial del sistema de flujos. Clasificación hidroquímica, tipos de agua y patrones hidrogeoquímicos. Relaciones iónicas. Estado de las aguas de los diferentes grupos con respecto a los minerales constitutivos de los acuíferos. Comportamiento de las aguas respecto al equilibrio con la calcita: ubicación de los flujos en el diagrama de Tillman -trombe. Estado de equilibrio de las aguas con respecto los minerales calcita (RSC), dolomita (RSD) y Yeso (RSD). Aplicación del diagrama de estabilidad del sistema MgO - Al2O3 - Si2O3 - H2O al estudio del intemperismo de los silicatos de magnesio. Aplicación del diagrama de estabilidad del sistema Na2O - Al2O3 - Si2O3 - H2O al estudio del intemperismo los silicatos de sodio y potasio. Origen de la composición química del sistema de flujos. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas minerales de la Sierra del Rosario Temperatura del agua. Variación de la composición químico física de las aguas con la profundidad. Evolución de la composición química de las aguas del Sistema de flujos. Variación temporal de la temperatura y la composición química del agua. Análisis de series cronológicas. Análisis de regresión y correlación lineales. Matrices de correlación y líneas de regresión. Estimación de la composición química de las aguas mediante mediciones de conductividad eléctrica y la aplicación de modelos de correlación matemática. Caracterización de los grupos de agua mediante análisis de ”cluster” y análisis factorial. Evaluación de la calidad de las aguas. Evaluación de la calidad de las aguas minerales de la Sierra del Rosario para uso terapéutico por grupos balneológicos. Clasificación y posible uso de las aguas por su potencial acción terapéutica.

Evaluación de la calidad de las aguas para el consumo y otros usos. Evaluación de la calidad sanitaria de las aguas. Temperatura de los acuíferos profundos. El origen del azufre de las aguas subterráneas de la Sierra del Rosario. Relaciones entre el potencial de oxidación reduccion, el pH y el contenido de H2S Procesos geoquimicos formadores de sulfuros. Relaciones matemáticas. Variación del contenido de H2S de las aguas minerales. Variación del contenido de H2S con la profundidad. Variación diaria del contenido de H2S. Variación estacional del contenido de H2S. Variación del contenido de H2S por efecto de la explotación continua. Simulación en el laboratorio de los procesos de interacción agua – roca. Mediciones del contenido de CO2 en el suelo. Características del carso y la denudación química en la Sierra del Rosario. Estudios realizados sobre el carso y la denudación química en la Sierra del Rosario. Relaciones entre las precipitaciones, los caudales y el quimismo de las aguas. Variación de las propiedades químico-físicas de las aguas durante las crecidas. Medición de la intensidad de la denudación química. CONCLUSIONES, RECOMENDACIONES Y AGRADECIMIENTOS. BIBLIOGRAFÍA. TABLAS DEL ANEXO. FIGURAS DEL ANEXO. CATÁLOGO HIDROQUÍMICO.

RESUMEN En el presente trabajo se presentan los resultados de la caracterización hidroquímica de muestras de aguas tomadas de manera sistemática en diferentes sitios de la Sierra del Rosario desde 1984 hasta el 2002, así como a partir de datos tomados de un informe geológico, correspondientes a flujos de diferente naturaleza hidrogelógica que drenan rocas carbonatadas, silicatos ácidos y rocas ultrabásicas con edades que van desde el Paleógeno hasta el Jurásico. Los datos fueron procesados mediante modelos estadísticos e hidrogeoquímicos, basados etos últimos en los principios del equilibrio químico. Aplicando estos modelos se establecen 7 líneas de flujo o de evolución química de las aguas a partir de las precipitaciones. Se demuestra que las propiedades químico-físicas de estas aguas dependen de las interacciones agua-roca durante el tiempo de contacto que media desde la infiltración hasta su emergencia y de la constitución de los materiales acuíferos que drenan, y que es posible caracterizar los diferentes flujos (locales, intermedios y regionales) sobre la base de un grupo de indicadores geoquímicos. Palabras claves: sistema de flujos de aguas hidrogeoquímica, modelación hidrogeoquímica.

subterráneas,

caracterización

ABSTRACT In this paper are presented the results of the water hydrochemical characterization at Sierra del Rosario, Cuba. This study was carried out between 1984 to 2002 from a systematic monitory complemented with information about prospecting work, corresponding to flows of different hydrogeologic nature which drain limestone, schist, sandstone and ultra-basic rocks, with ages from Paleocene to Jurassic. The data was processed by means of statistics, and based on chemical equilibrium physic- chemist models. By means of mass balance and mixing hydrogeochemical models, the chemical composition origin of the waters from different hydrogeologic nature (local, intermediate and regional flows) which drain different lithology (limestone, schist, sandstone and ultra-basic rocks) was determinate. Applying regression and correlation analysis 7 flow lines or evolution path from the precipitation were established. The results demonstrate that the physicochemical properties of the water are controlled by the water - rock interaction during the contact time from the infiltration of the precipitation to the emission of the waters, and by the constitution of the aquifer materials. By means of a geochemist indices group, the different type of flows (local, intermediate, and regional) are characterized. Keywords: groundwater flow hydrogeochemical modelling.

systems,

hydrogeochemical

characterization,

INTRODUCCIÓN Conceptos y definiciones En esta parte del Informe se presentan, de manera resumida, los conceptos y definiciones básicas que se utilizan en el posterior procesamiento y análisis de los resultados. Las normas y códigos alimentarios definen diferentes tipos de aguas naturales sus respectivas características, según se utilicen para fines balneológicos, para el abasto público o como agua de bebida envasada. Así por ejemplo, la Norma Cubana de Agua Potable (N.C. 93–02: 1985) regula las aguas de consumo por parte de la población, la Norma Cubana de Agua Mineral (NC 93-01-218:1995), las utilizadas en crenoterapia y la Norma Cubana de Bebida Envasada (N.C 2: 1996) las de tipo embotellada. En dichas normas aparecen las siguientes definiciones: Agua potable. Con las denominaciones de Agua potable de suministro público y Agua potable de uso domiciliario, se entiende la que es apta para la alimentación y uso doméstico: no deberá contener sustancia o cuerpos extraños de origen biológico, inorgánico o radiactivo en tenores tales que la hagan peligrosa para la salud. Deberá presentar sabor agradable y ser prácticamente incolora, inodora, límpida y transparente. Agua mineral natural. Agua que se diferencia claramente del agua potable y que se caracteriza por su contenido en determinadas sales minerales y sus proporciones relativas, así como la presencia de elementos traza o de otros constituyentes útiles para el metabolismo humano. Se obtiene directamente de fuentes naturales o perforadas de aguas subterráneas procedentes de estratos acuíferos. Su composición y la estabilidad de su flujo y temperatura son constantes, teniendo en cuenta los ciclos de las fluctuaciones naturales y se capta en condiciones que garantizan la pureza microbiológica original. En la Comunidad Económica Europea (CEE) existe una normativa para el agua mineral natural, plasmada en FAO/OMS, Normas del CODEX ALIMENTARIUS (1997) donde se define que, El agua mineral natural se diferencia claramente del agua potable normal, porque: a. Se caracteriza por su contenido de determinadas sales minerales y sus proporciones relativas, así como por la presencia de oligoelementos o de otros constituyentes; b. Se obtiene directamente de manantiales o fuentes perforadas de agua subterránea procedente de estratos acuíferos, en los cuales, dentro de los perímetros protegidos deberán adoptarse todas las precauciones necesarias para evitar que las calidades químicas o físicas del agua mineral natural sufran algún tipo de contaminación o influencia externa; c. Su composición y la calidad de su flujo son constantes, teniendo en cuenta los ciclos de las fluctuaciones naturales menores; d. Se recoge en condiciones que garantizan la pureza microbiológicas original y la composición química de sus constituyentes esenciales; e. Se embotella cerca del punto de emergencia de la fuente, higiénicas especiales; f.

adoptando precauciones

No se somete a otros tratamientos que los permitidos por esta Norma.

Agua mineral medicinal. Agua que por su composición y características propias puede ser utilizada con fines terapéuticos, desde el área de emergencia hasta el lugar de utilización, dada sus propiedades curativas demostradas por analogía de similares tipos de aguas

existentes, por experiencia local, por estudios correspondientes o mediante ensayos clínicos y evolución de procesos específicos o de experiencia médica comprobada, y conservar después de ser envasada sus efectos beneficiosos para la salud humana. Estas aguas se emplean básicamente, para baños, duchas e irrigaciones, así como para inhalaciones y pulverizaciones, todas mediante los tratamientos balneoterapéuticos, aunque también son utilizadas como bebida para el llamado “ tratamiento ó cura hidropínica”. Agua mineral termal. Agua mineral cuya temperatura de surgencia debe ser superior al menos en 4 grados centígrados, a la media anual ambiental del lugar donde emergen, permitiendo utilizar su acción calorífica. Agua mineral envasada. La Norma Cubana de Agua de Bebida Envasada (NC 2: 1996) establece los siguientes tipos: Agua mineral natural. La misma definición establecida en la Norma Cubana de Agua Mineral (NC 93-01-218:1995) que se definió con anterioridad.

ANTECEDENTES Y ESTADO ACTUAL DE LA TEMÁTICA Durante los últimos cuarenta años se han realizado varias importantes contribuciones que permiten adquirir mejor conocimiento acerca de la hidrogeología de la Sierra del Rosario en la provincia de Pinar del Río. Sin embargo, la mayor parte de los resultados que relacionan la química de las aguas con la geología han sido presentado de manera aislada, faltando una integración de los mismos. La abrupta topografía de las montañas en el área de estudio ha sufrido poco cambio medioambiental, en virtud de la poca población que la habita, la cual se ha confinado principalmente al pie de los macizos montañosos. Por esa razón, la fauna y flora autóctona locales han sufrido menos impacto humano que en otras la región, a lo que también ha contribuido la declaración por la UNESCO de la Sierra del Rosario como Reserva de la Biosfera en 1985 Desde el punto de vista geológico e hidrogeológico, el área de estudio es muy heterogénea. Existe un gran número de manantiales que presentan aguas con muy diferentes calidades. Las investigaciones realizadas por Fagundo y colaboradores desde 1984, sobre la denudación química del carso tropical y el control de la composición química de agua (Pulina y Fagundo, 1984¸ 1992; Rodríguez et al, 1991; 1995, 1989; Rodríguez y Fagundo,1995; Fagundo et al, 1986; 1995; 1997; 1998), sobre las aguas minerales de la región (Fagundo et al, 2000a; 2000b, 2001; 2003; Peña et al, 2001; González et al, 2001; 2002; Llerena et al, 2001), así como los estudios efectuados por Peláez et al (1990) relacionados con la prospección de aguas minerales y mineromedicinales, han suministrado una abundante información que permite establecer el control geológico sobre los recursos de aguas subterráneas en la región. De estos estudios se infiere que los múltiples manantiales de diferente naturaleza hidrogeológica que ocurren en la región se deben a la naturaleza kárstica del terreno, a la disposición de las secuencias estratigráficas presentes y a los procesos de interacción agua-roca correspondientes. Por esa razón, es interesante estudiar la naturaleza de los flujos con relación a las características geológicas locales. OBJETIVO El objetivo de la investigación realizada fue dirigido a Integrar los recursos de agua de la Sierra del Rosario en los programas de desarrollo socio-económico de la región, partiendo

de la base de que las características físico-químicas que las mismas, posibilitan diferentes usos de los recursos hídricos: terapéutico, enbotellamiento, abastos, recreación. Para ello es necesario: estudiar el comportamiento hidrogeológico del sistema de flujos y los procesos hidrogeoquímicos que originan la composición química de las aguas naturales y minerales de mayor interés, acorde a las peculiaridades geológicas de la región. PROBLEMA CIENTÍFICO, SOCIAL Y AMBIENTAL En la Sierra del Rosario existen condiciones geológicas de carácter litológico (presencia de rocas carbonatadas, esquistos y areniscas, roca ultrabásicas) y estructural (fallas, escamas tectónicas, planos de estratificación) muy complejas, que establecen condiciones hidrogeológicas favorables para la ocurrencia de flujos de diferente naturaleza: locales, intermedios y de carácter más regional y profundo, todo lo cual determina que las aguas que discurren por los macizos y emergen en manantiales y surgercias, o son captadas en pozos, posean diferente composición desde el punto de vista cualitativo y cuantitativo. La identificación de este sistema de flujos y su composición acorde a las características geológicas, hidrogeológicas y ambientales locales, constituye el punto de partida para su integración óptima en los planes de desarrollo socio - económico de la región.

JUSTIFICACIÓN DE LA INVESTIGACIÓN Esta investigación está relacionada con varios proyectos ejecutados o en vías de ejecución en los años 2002 - 2007, pertenecientes al Programa Ramal del Ministerio de Salud Pública (MINSAP) de Cuba “Medicina Natural y Tradicional” ; al Programa de Cooperación Cuba México financiado por CONACYT, y al Programa de Cooperación y Ayuda al Desarrollo, de la Comunidad Autónoma del País Vasco: 1. Estudio de las aguas naturales minerales de la Sierra del Rosario (Pinar del Río, Cuba) para su integración en distintos usos al desarrollo socio-económico de la región. Proyecto financiado por la Comunidad Autónoma del País Vasco para desarrollar las investigaciones conjuntas cubano-vascas con relación a los recursos de aguas naturales, minerales y mineromedicinales de la región (2002-2004). 2. Caracterización y evaluación de las propiedades de los yacimientos de aguas minerales. Proyecto financiado por la CONACYT de México que cubre los gastos de viaje y estancia de especialistas cubanos y mexicanos para el intercambio de experiencias (2002-2004). 3. Caracterización hidrogeoquímica y aplicación terapéutica de las aguas naturales minerales de la Porción Occidental de la Sierra del Rosario para beneficio socioeconómico de la comunidad de la región. Proyecto financiado por la Comunidad Autónoma del País Vasco para desarrollar las investigaciones conjuntas cubano-vascas con relación a los recursos de aguas naturales, minerales y mineromedicinales de la región. (2004-2006). Mediante el desarrollo de estos proyectos se pretende utilizar metodologías novedosas en el campo de la hidrogeología y la hidrogeoquímica; acceder a técnicas analíticas no disponibles e el País o que requiere de un financiamiento e moneda libremente convertible. Ello permitirá determinar el funcionamiento hidráulico de los flujos, las relaciones cualitativas y cuantitativas entre el quimismo, la litología y las condiciones de yacencia de las aguas subterráneas, el origen de la composición química de las mismas, así como el control automatizado de su calidad, en acuíferos desarrollados a distintas profundidades en el territorio estudiado.

El desarrollo de los proyecto contribuirá a la formación de personal y a la elaboración de metodologías y recomendaciones para el mejor uso de los recursos hídricos de la Sierra del Rosario en la comunidad que habita la región montañosa. Hay que decir, que algunos centros termales (balnearios) de esta región están hoy en desuso y su posible recuperación favorecería el desarrollo de las poblaciones rurales próximas. Otros centros están en pleno auge, pero sin el adecuado conocimiento hidrogeológico (procedencia de las aguas, dinámica de los flujos subterráneos…) que asegure la permanencia futura, en cantidad y calidad, de los caudales actuales. Además, se pretende estudiar la calidad, y dinámica de flujo, de un buen número de fuentes de aguas minerales, algunas de las cuales podrían tener interés cara a su embotellamiento, o para asegurar a futuro abastos locales. Todas estas posibilidades de actuación, ligadas al desarrollo de las comunidades locales, necesitan de un conocimiento del funcionamiento de los acuíferos que aportan los caudales, de ahí que los proyectos de referencia se basan en la investigación científico – técnica - formativa como punto de partida para un uso sostenible de los recursos hídricos de diferente naturaleza existentes en la región montañosa objeto de estudio. HIPÓTESIS La composición química del agua del agua que emerge de un macizo o es captada en un pozo u otra obra hidrotécnica es el resultado de los procesos de interacción agua – roca en el tiempo que media entre la caída las precipitaciones sobre el mismo y su captación por el hombre. Por ello, en el proceso de adquisición de la composición química del agua intervienen factores de carácter químico físico, geológico, geomorfológico y ambiental. El ordenamiento de la información hidroquímica disponible de la Sierra del Rosario, acorde a las peculiaridades geológicas del sitio muestreado, su procesamiento mediante modelos estadísticos, químico físicos e hidrogeoquímicos, permite establecer las regularidades que caracterizan los diferentes tipos de agua, punto de partida para definir el uso del agua para diferentes fines. OBJETIVO GENERAL POPUESTO

Integrar los recursos de agua de la Sierra del Rosario en los programas de desarrollo socio-económico para la región, partiendo de la base de que las características físico-químicas que las aguas en la misma posibilitan diferentes usos de los recursos hídricos: terapéutico, embotellamiento, abastos, recreación. Para ello es necesario: estudiar el comportamiento hidrogeológico del sistema de flujos y los procesos hidrogeoquímicos que originan la composición química de las aguas naturales y minerales de mayor interés, acorde a las peculiaridades geológicas de la región. OBJETIVO ESPECÍFICO La investigación realizada en el marco del Proyecto, tienen como objetivo profundizar en el conocimiento de las características físico-químicas que presentan la gran variedad de aguas presentes en la Sierra del Rosario, y en sus factores condicionantes (naturales y de usos). Estas características, cambiantes en el espacio y, según los casos, también en el tiempo, son las que van a condicionar los posibles usos que se puedan dar a las aguas (propuestas)

en el marco de programas (nuevas posibilidades) de desarrollo sostenible de las poblaciones locales. Por ello se pretende caracterizar y evaluar la calidad y propiedades de las aguas minerales, y mineromedicinales en particular, así como otras aguas de diferente naturaleza hidrogeológica con el objetivo de su mejor explotación para diferentes usos (bebida envasada, uso terapéutico, recreación, abasto a comunidades campesinas, etc.). Además, proponer perímetros de protección sanitaria para asegurar la calidad de las fuentes. Entre los objetivos concretos previstos en el Proyecto se pueden citar los siguientes: La Caracterización mediante métodos químico - físicos los recursos termales de la Sierra del Rosario. La contribución al perfeccionamiento de la metodología existente para la caracterización de los recursos termales de la Sierra del Rosario desde el punto de vista químico - físico. El diseño e impartición de cursos de superación a los participantes del Proyecto y la Comunidad. Junto con el objetivo del conocimiento está también, en lógica consecuencia, el de la difusión del mismo, para hacer partícipe a la población local de la importancia, dinámica y características de sus recursos hídricos, como base necesaria para su adecuada gestión. Además de esta difusión local está también la difusión a nivel nacional cubano, e incluso internacional en otro tipo de foros (Cursos, Talleres, Congresos) más ligados a la capacitación de personal investigador. La recomendación a las entidades gestoras y usuarios de la comunidad, del uso más adecuado de los recursos estudiados en la Sierra del Rosario.

TAREAS PLANIFICADAS PARA CUMPLIR LOS OBJETIVOS a) Trabajo de campo-laboratorio -

-

Determinación de un inventario de puntos de agua con la correspondiente documentación geológica. Reconocimiento geólogo-hidrogeológico de las fuentes y/ manifestaciones de aguas mineromedicinales, y confección de los perfiles geológicos. Levantamiento higiénico sanitario y detección de posibles focos contaminantes en fuentes de aguas minerales y mineromedicinales. Mediciones de campo (temperatura, pH, CE, O2 disuelto, Eh) en fuentes y manifestaciones de aguas minerales y mineromedicinales. Muestreo, preservación y análisis químico de macroconstituyentes (métodos estándares) en fuentes de aguas minerales y mineromedicinales no caracterizadas hasta el presente (los dos años). Análisis de las muestras (macroconstituyentes) en laboratorio. Muestreo, preservación y análisis químico de microconstituyentes en fuentes de aguas minerales y mineromedicinales no caracterizadas hasta el presente. Mediciones “in situ” de parámetros hidrogeológicos y observaciones del régimen en las diferentes fuentes y manifestaciones de aguas minerales y mineromedicinales. Caracterización de los flujos procedentes del drenaje profundo mediante el uso de técnicas nucleares (Tritio y Radón).

b) Trabajo de gabinete

-

Compilación de la información geológica, geomorfológica, hidrogeológica e hidroquímica de archivo, informes, publicaciones, etc relacionadas con los aspectos hidrodinámicos. Confección de la base de datos hidroquímicos e hidrogeológicos. Procesamiento de datos mediante modelos estadísticos, geoestadísticos e hidrogeoquímicos. Determinación de la temperatura de los acuíferos profundos mediante geotermómetros químicos. Caracterización geológica, geomorfológica e hidrogeológica de las fuentes estudiadas para los objetivos del Proyecto. Estudio geográfico y medioambiental. Caracterización físico química de los recursos. Clasificación y representación hidroquímica. Aplicación de Sistemas de Información Geográficos para la regionalización de los recursos. Preparación del material de Cursos (formación investigadores) y Seminarios (capacitación local) . Preparación de artículos científicos. Confección de los informes anuales y la Memoria Final del Proyecto.

c) Trabajo de formación y capacitación -

Diseñar e Impartir Seminarios para la población local. Diseñar e impartir Cursos de capacitación y adiestramiento práctico al personal que participa en el Proyecto. Participación del personal joven en los cursos y adiestramientos diseñados. Tutoría de tesis de Maestría y Doctorado al personal del proyecto. Intercambio de experiencias entre investigadores cubanos y extranjeros. Difusión de los resultados del proyecto en los ámbitos oportunos, cubanos e internacionales.

CAPÍTULO II. MARCO GEOGRÁFICO, GEOLÓGICO E HIDROGEOLÓGICO UBICACIÓN GEOGRÁFICA La parte central del área de estudio se encuentra localizada aproximadamente a 100 km del sudoeste de la ciudad de La Habana (Figura 2.1) y ocupa una superficie de 1 125 km2. Las condiciones climáticas están controladas por dos factores principales, la elevación con respecto al nivel del mar del sitio y la distancia a la costa marina (Pulina y Fagundo, 1984). La mayor elevación y más destacado relieve lo constituye el Pan de Guajaibón, con una 699 m de altura sobe el nivel del mar.

Figura 2.1. Esquema de ubicación de la Sierra del Rosario.

El territorio de la Sierra del Rosario se encuentra distribuido entre los municipios pinareños de La Palma, Bahía Honda, Los Palacios, San Cristóbal y Candelaria, así como de los municipios habaneros de Artemisa y Guanajay (Figura 2.2). El municipio La Palma, con una población de 35 185 habitantes, posee una superficie de 622 km2. Se dedica fundamentalmente a la cría de ganado y al cultivo del tabaco y vegetales. En este territorio se encuentra ubicado el Parque Nacional Mil Cumbres donde se conserva un bosque natural que atesora especies endémica locales y existen planes de desarrollo sostenible con las comunidades serranas. Con relación a los objetivos del proyecto, existen en la región numerosas fuentes de aguas naturales y minerales de diferente naturaleza hidrogeológica (manantiales Ancón, Mil

Cumbres Sulfuroso, Mil Cumbres no Sulfuroso, Cajalbana, pozo El Sitio), cuyas zonas de alimentación la constituyen macizos carbonatados y no carbonatados, entre ellos el Pan de Guajaibón, el pico más elevado de la Sierra del Rosario (699 m s.n.m.).

ÁREA DE ESTUDIO

Figura 2.2 Esquema de ubicación del área de estudio El municipio Bahía Honda ocupa la porción nororiental de la provincia. Posee una extensión de 796 km2 y su población la componen 47 180 habitantes. La porción montañosa del territorio posee la condición de Reserva de la Biosfera. En esta área brotan numerosos

manantiales (Lucas, Cacarajícara Sulfuroso, Azufre) que forman parte del potencial hídrico objeto de estudio del proyecto. El municipio Los Palacios, con 39 405 habitantes, tiene una superficie de 786 km2. Se dedica a labores agrícolas relacionadas con el tabaco, la caña de azúcar y el cultivo de frutos menores. En el mismo se encuentra el balneario San Diego de los Baños, de mayor tradición en el país en curas termales, donde laboran profesionales y técnicos de reconocida experiencia y existe un equipamiento moderno para brindar los diferentes tratamientos. La comunidad que habita el poblado homónimo se beneficia de la labor del balneario, por la ocupación de puestos de trabajo en el mismo y en los servicios gastronómicos, hoteleros y culturales que se brindan a los temporadistas y turistas. Una de las instalaciones más modernas, el hotel Mirador, acoge de manera confortable a personal cubano y extranjero que busca los beneficios del Turismo de Salud, el senderismo y la recreación. El empleo por primera vez de las aguas minero medicinales de San Diego de los Baños, al igual que en otros casos, está referido a los primeros pobladores de la isla y a los esclavos introducidos durante la colonia. Narra la leyenda, que en 1632 un esclavo nombrado Taita Domingo, quien sufría una afección en la piel, fue abandonado a su suerte con el fin de que no contagiara al resto de los esclavos. Descubrió las cálidas aguas con las cuales sanó sus lesiones y recuperó el vigor, por lo que su dueño lo incorporó a la dotación y comenzaron a utilizar dichas aguas milagrosas en curas termales. El balneario fue creado en 1875 y desde entonces comenzó a explotarse de manera sistemática, contando actualmente con más de 100 años de experiencia médica. Sus aguas han sido estudiadas desde principios del siglo XX y recomendada su calidad por laboratorios de Francia y España, a pesar de que entonces no se contaba con los medios analíticos actuales. Son de tipo mesotermales e hipertemales, sulfuradas, sulfatadas cálcicas, fluoradas y ligeramente radónicas. Han sido utilizadas con éxito en afecciones del aparato respiratorio, del sistema osteomio – articular (especialmente el reuma y la artritis), afecciones de la piel, estomatólogas, neurológicas, alergias y otras. En 1999 se ofrecieron los siguientes tratamientos: Tratamiento

No personas tratadas

Consultas de termalismo

7 425

Tratamiento con baño mineromedicinal

23 907

Tratamiento con agua mineromedicinal bebible

12 582

Tratamiento estomatólogo con agua mineromedicinal Tratamiento con fango mineromedicinal (peloides) Tratamiento con parafango * Tratamiento con pomada de fango medicinal *

886 5 564 63 426

Tratamiento con cosmético facial

115

Turistas tratados en el Centro

103

Total de tratamientos

51 071

* Producto termal elaborado en el Centro con materia prima natural Las principales fuentes que alimentan el balneario son los denominados manantiales El Tigre, El Templado y La Gallina. También se encuentran en este sitio otras fuentes como contiguas al el propio San Diego y la zona vecina de Los Bermejales, donde existe un

balneario rústico a donde acuden familias que viven en las cercanías del lugar. Todas estas fuentes forman parte del inventario de puntos de muestreo contemplado en el proyecto, con el fin de caracterizarlas con métodos analíticos más novedosos y de mayor sensibilidad, lo cual permite su adecuada utilización en la salud. Contiguo al balneario se encuentra ubicado el Parque Nacional la Güira, también dotado de instalaciones gastronómicas, hoteleras y cabañas para el campismo. Entre las atracciones de este sitio por su carácter histórico se encuentra la cueva de los Portales, donde se asentó el Estado mayor del Ejército de Occidente durante la Crisis de los Misiles, al mando del Comandante Ernesto Che Guevara. Esta cueva posee además valores naturales de interés turístico, ya que en este lugar las aguas del arroyo Caiguanabo que discurre a través de la cueva han corroído las calizas y formado arcos naturales espectaculares. El municipio San Cristóbal tiene una superficie de 918 km2 y una población de 67 365 habitantes. Produce caña de azúcar y frutos menores. En este territorio se localiza el sistema cavernario Los Portales, con más de 25 km. de galerías, el cual está surcado por diferentes arroyos que originan cañones, sumideros, surgencias y resurgencias kársticas. El potencial hídrico de interés en el proyecto está representado por las resurgencias de los ríos Santa Cruz, Taco – Taco y Bacunagua, así como los manantiales minero medicinales Pozo Azul, Rancho Mar y otros. El municipio Candelaria ocupa 265 km2 y es habitado por 18 773 pobladores. Ocupa el extremo oriental de la provincia de Pinar del Río. En las montañas de la parte norte se localizan restos de cafetales que fueron instalados por los colonos franceses al producirse la Revolución de Haití. También se encuentran parajes de extraordinaria belleza que forman parte de la Reserva de la Biosfera, así como el orquidiario de Soroa, el mayor de la Isla y de fama internacional, con 700 especies cubanas y 250 foráneas. Entre las atracciones turísticas más significativas de este sitio, se encuentran el Centro Turístico Soroa y un plan de Campismo Popular, donde los viajeros pueden disfrutar del baño en piscina o al pie de un salto de agua, de las bondades de una instalación balnearia con aguas minero medicinales, de paseos por el campo y de otras atracciones. También en este lugar existe un centro turístico con una de las instalaciones hoteleras más confortables, el hotel La Moca, habilitado con cabañas y casas climatizadas, con restaurantes y cafeterías y todas las comodidades para el desarrollo del turismo de montaña. El sitio se encuentra enclavado en la Comunidad Campesina de las Terrazas, creada por la Revolución, donde los campesinos viven en confortables viviendas y realizan sus labores agrícolas de manera cooperada. Además de los manantiales de Soroa, brotan otros en la región, tales como el San Juan Sulfuroso, San Juan no Sulfuroso y El Brocal, los cuales son objeto de estudio del proyecto. El municipio Artemisa, ubicado en la provincia La Habana, cuenta con una población de 74 991 habitantes distribuida en una superficie de 719 km2 de extensión. Su economía se basa en el cultivo de la caña de azúcar, viandas (principalmente el plátano) y posee industrias de materiales de la construcción (cemento, baldosa, etc.). De este lugar salió la mayor cantidad de jóvenes que en 1953 llevaron a cabo el asalto a los cuarteles Moncada y Carlos Manuel de Céspedes en Santiago de Cuba y Bayamo respectivamente. En este territorio, al pie de las montañas surgen los manantiales La Pastora, y Pedernales, objeto de estudio del proyecto. Allí existió una instalación balnearia en la cual sanaron sus dolencias muchos pobladores de la región, así como insignes intelectuales criollos procedente de la capital. Actualmente existe un campamento de campismo. El municipio Guanajay, vecino de Artemisa, perteneciente también a la provincia habanera, posee una extensión de 112 km2 y una población de 20018 habitantes. Es un territorio llano, aunque en su porción oriental se alza la Sierra de Anafe o del Esperón, último vestigio de la

Sierra del Rosario. Su economía se basa en el cultivo de caña de azúcar, viandas y vegetales, así como a la cría de ganado. En este lugar existió el antiguo balneario Martín Mesa, cuyas aguas se utilizaron en curas balnearias, así como una embotelladora que envasaba aguas minerales. Estas fuentes forman parte también del potencial hídrico objeto de estudio del proyecto con vistas a su futura recuperación. La Sierra del Rosario presenta una geología compleja desde el punto de vista litológico y estructural. La litología está representada por rocas vulcanógenas constituidas por areniscas y esquistos de las formaciones Manacas (Palógeno) y San Cayetano (Jurásico) donde están presentes plagioclasas, cuarzo y otros minerales silícicos: rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica del Mesozoico, constituidas por serpentinitas, piroxeno, gabro, etc., y por carbonatos de las formaciones Pan de Guajaibón, Sierra Azul y Artemisa de edades Jurásico y Cretácico, cuyos minerales más importantes son la calcita y la dolomita. El estilo tectónico es de tipo Alpino, caracterizado por la presencia de mantos de sobrecorrimientos y fallas orientadas en diferentes direcciones, donde se destacan la Falla Pinar y la Falla San Diego, esta última perpendicular a la anterior. Las aguas que se infiltran en estas montañas originan acuíferos de diferente índole (colgados, libres y confinados), así como cuencas y subcuencas hidrogeológicas que descargan sus aguas por emergencias situadas a diferentes cotas, correspondientes a flujos de carácter local, intermedio y regional. La composición química de las aguas que drenan las cuencas de la Sierra del Rosario responde a esa complejidad litológica y estructural y puede expresarse en términos de patrones hidrogeoquímicos. La composición depende en particular de la litología, el tipo de flujo, el gradiente hidráulico del mismo, el régimen de lluvia y en menor escala de los efectos antrópicos. Las principales facies hidroquímicas son: bicarbonatadas cálcicas, sódicas, magnésicas y mixtas en acuíferos libres y colgados drenados por flujos locales e intermedios; bicarbonatadas cálcicas, sulfatadas y sulfatadas bicarbonatadas cálcicas y cálcicas sódicas en acuíferos libres o confinados drenados por flujos intermedios y regionales. Mientras que la mineralización es pequeña al igual que el contenido de gases disueltos en el primer tipo de aguas, en segundo tipo de aguas, la mineralización varía entre 0.5 y más de 1 g/l, con relativamente elevados contenidos de CO2 y H2S disueltos. Los procesos geoquímicos que originan la referida composición están gobernados por leyes químico – físicas que tienen como tendencia el establecimiento de los equilibrios químicos entre las fases líquidas, gaseosas y sólidas. La cinética de dichos procesos, en los terrenos carbonatados es del orden del tiempo recorrido por las aguas desde su infiltración hasta su emergencia a través de los manantiales, por lo que las aguas tienden a presentarse en las surgencias, saturadas con respecto a la calcita y la dolomita. La disolución congruente de estos minerales puede ocurrir en condiciones de sistemas abierto o cerrado respecto al CO2. Los procesos cinéticos de disolución de minerales frecuentemente se ven interrumpidos por la ocurrencia de nuevas lluvias, las cuales dan lugar a un nuevo proceso cinético. La cinética de disolución de los minerales constitutivos de las rocas ultrabásicas también es rápida y tiene lugar en condiciones congruentes, mientras que en el caso de las rocas constituidas por aluminosilicatos ácidos y neutros, la disolución es incongruente originándose caolinita u otro mineral arcilloso como resultado del intemperismo de dichas rocas. Este proceso de disolución es lento y por lo general las aguas no alcanzan el equilibrio químico en su recorrido, permaneciendo subsaturadas con respecto a los minerales.

Las aguas minerales, originadas por lo general en condiciones de confinamiento por flujos regionales, poseen además relativamente altos contenidos de sulfato y cloruro, así como una temperatura superior a la temperatura media anual del aire atmosférico. Su composición es variada, existen aguas que clasifican en diferentes tipos y grupos balnelógicos: oligominerales y minerales, hipotermales y mesotermales de tipo bicarbonatadas cálcicas, magnesianas, sódicas y mixtas; sulfatadas cálcicas; sulfuradas; silícicas; fluoradas; radónicas, entre otras. Algunas de estas fuentes pueden ser utilizadas como agua de bebida envasada o explotarse con fines terapéuticos (sólo se utilizan las aguas de los balnearios San Diego de los Baños y Soroa). Sin embargo, las antiguas instalaciones que se explotaron en otras épocas con mayor o menor intensidad se encuentran desactivadas, como son los casos de los manantiales de Martín Mesa y Cayajabos, mientras que otras fuentes constituyen reservas potenciales. CLIMA. Las temperaturas medias anuales en esta parte del territorio y la costa marina son de 23º C y 25º C, respectivamente. Las temperaturas máximas y mínimas registradas en el occidente de Cuba son 36º C y 2º C, respectivamente. Los meses más calientes son Julio y Agosto y los más fríos Diciembre y Enero. Las precipitaciones anuales en la Sierra del Rosario son del orden de 2 000 mm, de las cuales 1 600 mm caen durante los meses más lluviosos (Mayo a Octubre) y 400 mm durante los meses más secos (Noviembre a Abril). Las precipitaciones registradas disminuyen en los territorios de más bajo nivel topográfico (alrededor de 1 050 mm anuales). GEOLOGÍA La geología de la Sierra del Rosario se caracteriza por una complejidad litológica y estructural (Figura 2.3), como consecuencia del desplazamiento y transporte tectónico de rocas ocurrido durante el Eoceno Medio (Pszczoikowski, 1978; Academia de Ciencias, 1988). En el área se aprecian tres unidades fiosiográficas principales paralelas e intercaladas entre sí, constituidas por calizas, esquistos - areniscas y rocas ultrabásicas, las cuales están limitadas al norte y al sur por las fallas Bahía Honda y Pinar respectivamente. Estas características morfológicas hacen que las aguas almacenadas por las secuencias más permeables emergen en los contactos con las menos permeables, originando arroyos y ríos que vierten sus aguas al Golfo de México (ríos San Marcos, Bahía Honda y Nazareno) o hacia el Mar Caribe (ríos Caiguanabo, Los Palacios, Santa Cruz, San Cristóbal, Bayate y San Juan). Las unidades geológicas que afloran en el área se describen ligeramente a continuación desde las más antiguas hasta las más recientes. La caracterización general de las mismas es complementada por una descripción mineralógica tomada de los análisis efectuados a los testigos de perforación durante los trabajos de prospección en el área, cuya información aparece en los correspondientes informes (Peláez et al, 1990). La Fm. San Cayetano (J1-J3) es la unidad más antigua que aflora en la Sierra del Rosario. Es de edad Jurásico inferior (Oxfordiano) y se compone de areniscas cuarzosas, pizarras, lutitas, argilitas, esquistos filitizados y material carbonoso. Su espesor puede alcanzar hasta 3 000 m. Ocasionalmente los poros de las areniscas se encuentran cementados por arcillas y material ferruginoso, raramente son encontrados en estas rocas estratos de calizas. En la localidad de San Diego de los Baños su potencia es de 1 000 m., y se ha reportado (Peláez et al, 1990) que contienen: cuarzo (60-75 %); plagioclasa (2-5 %); moscovita (1-2 %); titanio

(Na (Tabla 4.1.2 del anexo; Figuras 4.2.2a y 4.2.2b del anexo). Clasifican como aguas naturales (no minerales) de tipo bicarbonatadas cálcicas sódicas, de baja mineralización, frías, ligeramente alcalinas. Las aguas de los flujos locales de mediano recorrido que drenan los sedimentos de la Fm. Manacas, poseen bajas temperaturas (23.1 0 0 C); pH ligeramente alcalino (7.39), con muy bajo contenido de dióxido de carbono (CO2 = 2.1 mg/l), ausencia de sulfhídrico y bajo contenido de minerales disueltos, aunque mayor que las anteriores (TSS = 412 mg/l); de tipo HCO3-Ca>Na (Tabla 4.1.3 del anexo; Figuras 4.2.2 a y 4.2.2b del anexo). Clasifican en forma similar a la anterior. Sector hidrogeológico Rancho Lucas – Cacarajícara Se trata de aguas manantiales que emiten al pie de los macizos, procedentes de la zona saturada del acuífero cársico. Están asociadas a las calizas de las formaciones Sierra Azul y Lucas, y brechas y calcarenitas de la Fm. Cacarajícara. Representativos de este sector son los siguientes sitios: 1. Manantiales Lucas 1, 2 y 3. 2. Manantial Cacarajícara. 3. Manantial Azufre de Cacarajícara. Sus características hidroquímicas son las siguientes: Las aguas de los manantiales muestreados en Rancho Lucas y el manantial Cacarajícara no sulfurado poseen baja temperatura (23.3 0 0 C); pH neutro (7.10); potencial redox y oxígeno disuelto propio de un medio no muy oxidadante (Eh = - 163 mv; O2 = 5.7 mg/l); mediano contenido de CO2 (44.3 mg/l) y de minerales; ausencia de sulfhídrico y bajo contenido de minerales disueltos (TSS = 454 mg/l); de tipo HCO3-Ca cálcicas (Tabla 4.1.9 del anexo; Figuras 4.2.3a y 4.2.3b del anexo). Clasifican como aguas naturales (no minerales) de tipo bicarbonatadas cálcicas, de baja mineralización, frías, neutras. Las aguas del manantial Azufre de Cacarajícara (Tabla 4.1.10 del anexo; Figuras 4.2.3a y 4.2.3b del anexo), poseen una temperatura más elevada que la anterior (25.8 0 0 C), pH neutro (7.02); potencial redox y oxígeno disuelto más bajos (Eh = - 180 mv; O2 = 5.3 mg/l); contenido relativamente alto de dióxido de carbono (CO2 = 50.3 mg/l); presencia de sulfhídrico (H2S = 300 mg/l) y mediano contenido de minerales disueltos (TSS = 696 mg/l); de tipo HCO3-Ca>Na. Clasifican como aguas minerales sulfuradas mixtas (cálcicas sódicas), mesotermales, neutras. Sector hidrogeológico Mil Cumbres En este sector emergen varios manantiales asociados a las calizas de la Fm. Artemisa; así como un manantial sulfurado, el cual, por su composición química, parece haber interactuado con

sedimentos de la Fm. San Cayetano (Manantial Azufre de Mil Cumbres o Mil Cumbres Sulfuroso). Se denominan: 1. Manantial Mil Cumbres (No Sulfuroso). 2. Manantial Kíquere. 3. Manantial Recogedor. 4. Manantial Batea. 5. Manantial San Marcos. 6. Manantial El Cuatro o Cuatro Caminos. 7. Manantial Julio Carmona. 8. Manantial Majagua. 9. Manantial Azufre de Mil Cumbres. Las propiedades químico físicas de los manantiales no sulfurados son las siguientes: T = 23.1 0 C: pH = 7.29; Eh = -144 mv; O2 = 7.0 mg/l; CO2 = 24.6 mg/l; H2S = 0 mg/l; TSS = 469 mg/l. Tipo HCO3-Ca. Clasifican como aguas naturales (no minerales) de tipo bicarbonatadas cálcicas, de baja mineralización, frías, ligeramente alcalinas (Tabla 4.1.11 del anexa; Figuras 4.2.4a y 4.2.4b del anexo). Las aguas del manantial sulfurado, presenta propiedades químico físicas muy diferentes a la de los anteriores manantiales: T = 23.8 0 C: pH = 7.17; Eh = -317 mv; O2 = 1.2 mg/l; CO2 = 45.4 mg/l; H2S = 21.6 mg/l; SiO2 = 21.6 mg/l; TSS = 1066 mg/l; tipo HCO3-Na. Clasifican como aguas minerales sulfuradas, bicarbonatadas sódicas, hipotermales, neutras. Sector hidrogeológico Cayajabos - Las Terrazas - San Cristóbal En este sector existen aguas de muy variada composición, cuyas diferencias se deben a la variedad de rocas conque reaccionan en su recorrido subterráneo. Se trata de manantiales, pozos y emergencias cársicas que drenan calizas de la Fm. Artemisa (Jurásico-Cretácicas), rocas ultrabásicas serpentinizadas de la Asociación Ofiolítica del Mesozoico y areniscas y esquistos de la Fm. San Cayetano (Jurásico). Las fuentes estudiadas en ese sector son las siguientes: 1. Manantial La Pastora. 2. Manantial Pedernales. 3. Pozo Pedernales. 4. Pozo El Brocal. 5. Manantial San Juan, sulfuroso. 6. Manantial San Juan, no sulfuroso. 7. Manantial Pozo Azul. 8. Manantial Soroa. 9. Manantial Rancho Mar. 10. Resurgencia del Río Taco Taco. 11. Arroyo Los Negros (Resurgencia Bacunagua). Las primeras cinco fuentes poseen propiedades químico físicas muy similares entre sí. Se trata de manantiales y pozos por donde emergen aguas correspondientes a flujos intermedios que drenan

calizas de la Fm. Artemisa e interaccionan con otras litología (Tabla 4.1.12 del anexo; Figuras 4.2.5a y 4.2.5b del anexo). Poseen aguas con temperatura estable cercana a 25 OC; pH neutro (7.18); potenciales de oxidación reducción y oxígeno disuelto propios de un medio reductor (Eh = 237 mv, O2 = 1.7 mg/l); contenidos relativamente altos de dióxido de carbono (CO2 = 61.0 mg/l) y sulfhídrco (H2S = 8.7 mg/l); moderado contenido de sílica (SiO2 = 19.0 mg/l) y mediano contenido de minerales disueltos (TSS = 622 mg/l); de tipo HCO3-Ca>Na. Clasifican como aguas minerales sulfuradas cálcicas, mesotermales, neutras. Las aguas del manantial San Juan no sulfuroso pose propiedades bastante similares a la de los manantiales no sulfurados del sector hidrogeológico Mil Cumbres: T = 23.8 0 C: pH = 6.93; Eh = 138 mv; O2 = 5.0 mg/l; CO2 = 27.5 mg/l; H2S = 0 mg/l; TSS = 529 mg/l. Tipo HCO3-Ca>Mg. Clasifican como aguas naturales (no minerales) de tipo bicarbonatadas cálcicas, de mediana mineralización, frías, neutras. Las aguas de los manantiales Pozo Azul y Soroa presentan propiedades hidrogeológicas y químico físicas comunes entre sí: T = 25.4 0 C: pH = 7.31; Eh = -290 mv; O2 = 1.9 mg/l; CO2 = 15.5 mg/l; H2S = 18.8 mg/l; TSS = 567 mg/l. Tipo HCO3-Ca. Clasifican como aguas minerales sulfuradas mixtas (cálcicas, sódicas), mesotermales, alcalinas. Las aguas del Manantial Rancho Mar, poseen propiedades hidrogeológicas y químico físicas comunes entre sí, algo semejantes a las del manantial Mil Cumbres Sulfuroso: T = 25.0 0 C: pH = 7.50; CO2 = 40.0 mg/l; H2S = 87.2; SiO2 = 87.0 mg/l; mg/l; TSS = 1909 mg/l; tipo HCO3-Na. Clasifican como aguas minerales sulfuradas bicarbonatadas sódicas, mesotermales, ligeramente alcalinas. Las aguas de las resurgencias cársicas son frías (19.2 0 C); alcalinas (pH = 8.52); con ausencia de dióxido de carbono y sulfhídrico; de baja mineralización (TSS = 306 mg/l; tipo HCO3-Ca. Clasifican como aguas naturales (no minerales) de tipo bicarbonatadas cálcicas, de baja mineralización, frías, neutras. Sector hidrogeológico Cueva de los Portales – Los Bermejales - San Diego de los Baños Este sector se encuentra ubicado en la porción occidental de la Faja Rosario Sur. Se extiende desde el extremo oeste de la Sierra del Rosario (Caiguanabo) hasta el Alto de Franciso, donde se emerge el manantial Sal y Cruz. En la misma se encuentran ubicados varios manantiales y pozos perforados durante los trabajos de prospección de aguas minero medicinales realizados en la zona (Peláez et al, 1990). En este sector se encuentran ubicados el Balneario San Diego de los Baños, el de mayor tradición del país en el tratamiento de diferentes patologías, con instalaciones hoteleras y servicio tanto a la población nacional como extranjera: así como el balneario rústico de Bermejales, donde existen numerosas casas particulares para veraneo. Las aguas, de origen meteórico como el resto de las aguas minerales de la Sierra del Rosario, drenan las calizas de la Fm. Artemisa, y esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano, interactuando también con rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica. Algunas fuentes son de carácter freático, e interesan sólo calizas de las Fm Artemid\sa (pozos P2 y P 3). El resto corresponde a los flujos intermedios y de carácter más regional y profundo de toda la Sierra, lo que se manifiesta en el elevado contenido de sulfato, calcio y sulfhídrico de sus aguas, y en algunos casos y por la presencia de fluoruro y radón. Las fuentes estudiadas en este sector son las siguientes: 1. Manantial Sal y Cruz (Alto de Francisco). 2. Manantial Cueva Los Portales (Caiguanabo). 3. Manantial El Tigre (San Diego). 4. Manantial El Templado (San Diego). 5. Manantial La Gallina (San Diego).

6. Manantial M1 (Bermejales). 7. Manantial M2 (Bermejales). 8. Manantial M3 (Bermejales). 9.

Manantial M4 (Bermejales).

10. Manantial M5 (Bermejales). 11. Pozo P1 (San Diego). 12. Pozo P2 (San Diego - Bermejales). 13. Pozo P3 (San Diego - Bermejales). 14. Pozo 4 (Bermejales). 15. Pozo P12 (Bermejales). 16. Pozo P13 (San Diego). 17. Pozo P16 (San Diego). 18. Pozo P17 (San Diego). 19. Pozo P18 (San Diego). 20. Pozo P19 (San Diego). 21. Pozo P106 (San Diego). Las aguas de los pozos P2 y P3, asociadas a los flujos locales que drenan las calizas de la Fm. San Cayetano, poseen propiedades similares a los flujos semejantes: T = 25.0 - 25.8 oC; pH = 7.0; CO2 = 24.5 - 30.0 mg/l; TSS = 402 - 572 mg/l; tipo HCO3-Ca. Clasifican como aguas naturales (no minerales) de tipo bicarbonatadas cálcicas, de mediana mineralización, frías, neutras. Las aguas del pozo P 4, se parecen en algunas de sus propiedades químico físicas a las del manantial Mil Cumbres Sulfuroso: T = 30.3 0 C: pH = 8.39; CO2 = 3.4 mg/l; H2S = 82.0 mg/l; SiO2 = 82.0 mg/l; TSS = 1305 mg/l; tipo HCO3-Na. Clasifican como aguas minerales sulfuradas, bicarbonatadas sódicas, hipertermales, alcalinas. Las aguas de los manantiales de San Diego de los Baños (El Tigre, El Templado, La Gallina) y pozos de aguas sulfuradas perforados en esa región (P16, P17, P18, P19, P106); así como correspondientes manantiales y pozos de Los Bermejales (M1-M5, P12) y Cueva Portales, caracterizan por presentar temperaturas relativamente calientes y de altos contenidos sulfhídrico, sulfato y calcio (Tabla 4.1.15 del anexo; Figuras 4.2.6 a y 4.2.6b del anexo).

los los de de

CARACTERIZACIÓN HIDROGOQUÍMICA DEL SISTEMA DE FLUJOS En las tablas 4.1.0 – 4.1.16 (Anexo) se muestran las propiedades físicas y químicas de los flujos de la Sierra del Rosario, objeto de estudio en este trabajo. Las mismas contienen los resultados de las mediciones de temperatura (T, en oC), pH (en unidades de pH), conductividad eléctrica (CE, en µS/cm), potencial de oxidación - reducción (Eh, en mv); así como de los análisis de oxígeno disuelto (O2), dióxido de carbono (CO2), sulfhídrico (H2S), sílice (SiO2), bicarbonato (HCO3-), carbonato (CO32-), cloruro (Cl-), sulfato (SO42-), calcio (Ca2+), magnesio ( Mg2+), sodio (Na+),potasio (K+), dureza (CaCO3) y sólidos solubles totales (TSS), expresadas todas en mg/l. Los datos, tal como se indica en las refererncias (Ref) fueron tomados de Fagundo et al, 1997; Peláez et al, 1990,1998; Trelles, 1948, González et al, 2000 y Hernández, 2004. Los datos se agrupan en 16 tipos de aguas, sin incluir el agua de lluvia, atendiendo a la litología drenada, el tipo de flujo y captación (ver capítulo III).

Tabla 4.1.17. Composición química media de las muestras de la Sierra del Rosario. No

N

T C

o

LL 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16

4 17 5 31 1 12 21 14 94 6 2 37 5 28 9 90

22.2 23.3 24.5 23.1 25.0 27.8 21.7 22.1 22.7 23.1 25.8 23.4 19.4 24.6 26.3 38.7

Eh mv

O2 mg/l

156

8.4

-317

1.2

-174 -238 91.7 -228 -327 -300

5.5 1.6 5.7 1.2 1.8 2.5

pH

CO2 mg/l

SiO2 mg/l

H2S mg/l

HCO3- + CO32mg/l

Clmg/l

SO42mg/l

Ca2+ mg/l

Mg2+ mg/l

Na+ mg/l

K+ mg/l

TSS mg/l

Ref

7.04 8.35 7.39 7.78 8.00 8.04 8.17 7.62 7.54 7.11 7.02 7.31 8.40 7.13 7.35 7.24

2.2 2.3 4.7 1.9 0.0 20.0 1.4 9.7 8.2 41.5 50.3 25.1 0.0 61.0 40.1 43.3

0 18.8 8.6 14.7 12.0 26.6 7.4 4.6 4.5 5.9 12.1 5.1 4.1 11.3 34.6 22.0

0 0 0 0 0 67.7 0 0 0 0 8.1 0 0 9.2 56.2 26.0

12.2 236.2 84.6 277.6 192.6 742.4 156.4 256.7 197.2 280.1 364.6 306.8 176.3 395.7 493.5 251.7

5.7 16.6 12.1 21.0 17.0 125.3 16.8 15.0 15.2 20.0 30.3 17.7 18.4 37.8 25.7 38.7

0.0 8.9 2.9 8.4 34.6 86.5 5.4 2.6 10.1 16.7 67.0 34.3 18.4 30.5 22.8 1298

0.8 5.2 15.5 54.4 8.0 36.9 47.0 68.8 55.9 79.4 101.4 92.8 65.7 110.9 83.6 453.2

4.5 44.7 3.8 10.7 3.7 17.3 4.2 6.9 5.4 8.5 12.3 6.7 6.2 13.9 31.2 51.1

4.8 15.4 15.0 37.4 86.0 317.5 10.2 15.5 14.0 18.6 48.3 22.9 9.3 32.5 56.5 119.2

0.5 0.4 0.5 1.3 2.7 9.8 0.2 0.2 0.4 0.6 1.5 0.7 0.0 1.1 1.7 5.6

24 329 133 412 345 1336 240 366 298 424 625 482 306 622 715 2217

1 1 1 1 2 1,2,4 1 1 1 1 1 1,2 1 1 1,2,3 1,2,4,5

Ll) Lluvia; 1) Manantiales y arroyos que discurren por sedimentos de la Asociación Ofiolítica; 2) Manantiales y pozos que drenan sedimentos de la Fm. Manacas; 3) Manantiales y arroyos que discurren por la Fm Manacas (flujos intermedios); 4) Pozo perforado en las capas superficiales de la Fm. San Cayetano; 5) Manantiales que drenan sedimentos de la Fm. San Cayetano; 6) Aguas de infiltración en las cuevas; 7) Manantiales de la zona de alimentación de los acuíferos kársticos desarrollados en la Fm. Guajaibón; 8) Surgencias y resurgencias kársticas de la Fm. Guajaibón; 9) Manantiales que drenan sedimentos de la Fm. Sierra Azul; 10) Manantiales que drenan sedimentos de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara; 11) Manantiales someros que drenan sedimentos de la Fm. Artemisa; 12) Arroyos que discurren por sedimentos de la Fm Artemisa; 13) Manantiales procedentes del drenaje profundo que drenan sedimentos de la Fm. Artemisa; 14) Manantiales que interactúan con diferentes litologías; 15) Manantiales procedentes del drenaje profundo, que drenan sedimentos de la Fm. Artemisa e interactúan con otras litologías.

Con el objetivo de facilitar la interpretación de los resultados que se presentan en las tablas 4.1.0 – 4.1.16, se creó la tabla 4.1.17, con los valores medios de datos contenidos en cada tabla. El análisis de dichos resultados se hace sobre la base de los grupos y subgrupos establecidos en el acápite Inventario de puntos de agua del capítulo II Materiales y Métodos, acorde a las características geológicas del sitio muestreado (litológicas y estructural) y la naturaleza del flujo según los criterios establecidos por Tóth (1995). Grupo 1. Son flujos locales de aguas que proceden de manantiales y arroyos procedentes de acuíferos no confinados desarrollados en rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica (Tab. 4.2). Estas aguas se distinguen por presentar temperaturas frías (23.3±1.2 oC), altos valores de pH (8.35±0.44), poco contenido de CO2 (2.3±3.4mg/l), Cl- (16.6±2.5 mg/l) y sulfato (8.9±12.8 mg/l), así como moderado SST (307±50 mg/l). El ambiente en que emergen es oxidante (Eh, 156 mv y 8.4 mg/l O2 disuelto) y posee facies hidroquímica del tipo HCO3 - Mg. Grupo 2. Está representado por flujos locales de corto y mediano recorrido que drenan acuíferos no confinados constituidos por esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas (Tab.4.1). Estas aguas se caracterizan por presentar baja temperatura (23.8±3.3 oC), ligera alcalinidad (pH, 7.72±0.40), relativamente bajos contenidos de CO2 (2.3±2.0 mg/l), cloruro (19.8±5.1 mg/l), sulfato (7.79±9.0 mg/l) y de minerales disueltos (sólidos solubles totales SST, 373±137 mg/l). La facies hidroquímica típica es HCO3 - Ca > Na. La diferencia entre los dos subgrupos de estas aguas están dadas por el tiempo de interacción agua – roca, el cual es más pequeño en los flujos de menor recorrido (subgrupos 1) que los de un recorrido mayor (subgrupos 2). Como es de esperar, los contenidos iónicos y el total de minerales disueltos son mayores en el subgrupo 2. Grupo 3. Está integrado por flujos locales e intermedios que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm. San Cayetano (Tab. 4.3). Los flujos locales, representados por una sola muestra (Pozo P3 40 m), tienen relativamente moderada temperatura (25 oC), alto pH (8.00) y bajo CO2 (0.0), y poco contenido de cloruro (17.0 mg/l), sulfato (34.6 mg/l) y SST (345 mg/l). Los flujos intermedios poseen relativamente altas temperaturas (27.6 ±2.9 .0oC), pH alcalino (8.12±0.7), relativamente bajo contenido de CO2 (18.5±19.5 mg/l) y altas concentraciones de H2S (26.1 – 196.9 mg/l). Los contenidos de Cl- (116.9±70.1 mg/l), sulfato (86.5 mg/l) y SST (1260±398 mg/l) de estas aguas son más altos que los de las aguas anteriormente descritas. Presentan muy altos valores negativos de potenciales redox (–238 a –325 mv) y bajos contenidos de O2 disuelto (1.2 – 2.7 mg/l). Las facies hidroquímicas más comunes son HCO3 – Na y HCO3 - Na > Cl. Grupo 4. Está representado por flujos locales que drenan acuíferos no confinados en la zona vadosa del sistema kástico del macizo del Pan de Guajaibón, constituidos por calizas del la Fm. Guajaibón (Tab. 4.4). Este grupo incluye aguas colectadas en cuevas originadas por percolación de las lluvias a través de las calizas, así como manantiales que emergen en un valle elevado, situado en el propio macizo del Pan de Guajibón y emergencias kársticas (surgencias y resurgencias) que emergen al pie del macizo. Las aguas de cueva presentan temperaturas frías (21.7 ±1.2 oC), alto pH (8.17 ±0.17) y bajo contenido de CO2 (1.4 ±1.7 mg/l), mientras que los manantiales y surgencias kársicas poseen magnitudes de pH más bajas (7.62±0.35- 7.54±0.34) y mayores contenidod de CO2 (4.7 ±6.9 – 8.2±6.2 mg/l). Los contenidos de cloruro (Subgrupo 1: 16.8±3.8 mg/l; Subgrupo 2: 15.0±3.0 mg/l; Subgrupo 3: 15.2±3.9 mg) y sulfato (Subgrupo 1: 5.4±4.9 mg/l; Subgrupo 2: 2.6±3.4 mg/l; Subgrupo 3: 10.3±9.1 mg) son bajos en los respectivos tipos de agua. Consecuentemente, la concentración de minerales disueltos (SST) es baja (240±44, 366±81 y 298±47 mg/l respectivamente). La facies hidroquímica es HCO3 - Ca. Grupo 5. Está formado por flujos locales e intermedios que drenan acuíferos no confinados constituidos por calizas de la Fm. Sierra Azul y brechas y calcarenitas de la Fm. Cacarajícara (Tab. 4.5). Las aguas más someras (flujos locales) son de temperatura fría (23.1±0.8 oC), pH aproximadamente neutro (7.11±0.42), pero presentan altos contenidos de CO2 (41.5±12.0 mg/l). Este tipo de flujo poseen bajos contenidos de cloruro (20.0±5.8 mg/l) y sulfato (24.7±24.0 mg/l), así como moderada concentración de iones disueltos (SST, 492±143 mg/l). Estas aguas tienen

potenciales redox negativos (Eh entre -63 y -80 mv) y alto contenido de O2 disuelto (5.3 – 7.7 mg/l). Los parámetros químico-físicos de las aguas más profundas que interactúan con los sedimentos de la Fm. Cacarajícara (flujos intermedios) son superiores a las de los flujos locales (Tabla 1). Las facies hidrquímicas presentes son HCO3 - Ca, en la parte superior (flujos locales) y HCO3>SO4 - Ca>Na, en la parte inferior del acuífero (flujos intermedios). Grupo 6. Está formado por flujos locales e intermedios que drenan acuíferos no confinados y confinados respectivamente, constituidos por calizas de la Fm. Artemisa (Tab. 1.5). Estas aguas integran 4 subgrupos. El primero corresponde a flujos locales captados en manantiales y pozos; el segundo a surgencias y resulgencias cársicas con un comportamiento muy similar al de las aguas superficiales; el tercero está integrado por flujos intermedios captados en manantiales y posos; el último subgrupo, constituido por flujos intermedios también captados en manantiales y pozos, se diferencia del anterior porque además de interaccionar con las calizas de la Fm. Artemisa, también interactúan con otras litologías, tales como areniscas y rocas ultrabásicas. Las aguas del subgrupo 1 tienen temperaturas frías (23.1±1.1 oC), pH ligeramente neutro (7.31± 0.39), moderado contenido de CO2 (26.2±16.3 mg/l), bajos contenidos de Cl- (17.6±4.3 mg/l) y SO42- (33.1±17.4 mg/l), así como moderadas concentraciones de iones disueltos (SST, 479±68 mg/l). El Eh de estas aguas varía entre -50 y -138.9 mv, y poseen altos contenidos de O2 disuelto (6.9 a 7.7 mg/l). La facies hidroquímica es HCO3 - Ca. Las aguas del subgrupo 2 poseen también temperaturas frías (19.2±0.9 oC), pero se diferencian de las anteriores por presentar alto pH (8.52± 0.10) y despreciable contenido de CO2 (0.0 mg/l). Los contenidos de cloruro (14.6±1.9 mg/l), sulfato (20.2±6.4 mg/l) y SST (306±21 mg/l) son algo más bajos que el de las aguas del subgrupo 1 y la facies hidroquímica es igual. Las aguas del subgrupo 3, corresponden a flujos intermedios que se encuentran asociados a las fracturas de la falla Pinar, así como a las grietas relacionadas con fallas transversales a aquella. Las temperaturas de estas aguas son ocasionalmente más elevadas que las restantes aguas estudiadas (24.6±1.6 oC), el pH se encuentra cercano a la neutralidad 7.18 ±0.21), poseen relativamente altos contenidos de CO2 (61.0±30.2 mg/l) y de cloruro (37.8±13.2), contenido de sulfato del orden de 30.5±29.1 mg/l, así como concentraciones relativamente más altas de SST (622±115 mg/l) que las anteriores. Estas aguas presentan potenciales redox negativos (-235 a 280 mv), bajos contenidos de O2 disuelto (1.2 – 1.9 mg/l) y relativamente altos contenidos de H2S disuelto (5.4 – 10.0 mg/l). La principal facies hidroquímica es HCO3 - Ca. El subgrupo 4, está formado por flujos intermedios que drenan acuíferos confinados constituidos por materiales de varias litologías (mezcla), principalmente calizas de la Fm. Artemisa y rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica. (Tab. 4.7). Estas aguas presentan temperaturas moderadamente calientes (26.3 ±2.0 0oC), el pH varía desde neutro a alcalino (7.33±0.18), generalmente altos contenidos de CO2 (57.6±56.6 mg/l) y H2S disueltos (26.1 – 196.9 mg/l). Las concentraciones de Cl- (24.2±14.0 mg/l) y de SST son también relativamente altas (743±251 mg/l), mientras el contenido de sulfato es moderado (22.8±14.8 mg/l). Estas aguas exhiben altos potenciales redox negativos (-238 a -325 mv) y bajos contenidos de O2 disuelto (1.2 – 2.7 mg/l). Las principales facies hidroquímicas son HCO3 - Ca > Na, HCO3 -Ca > Mg y HCO3 - Ca > Mg > Na. Grupo 8. Esta integrado por flujos intermedios y regionales que drenan acuíferos confinados que drenan las calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con los materiales de los depósitos confinantes, constituidos principalmente por esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano (Tab. 1.9), así como con rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica. Estos flujos están asociados a las fallas Pinar y San Diego. Las aguas poseen relativamente altas temperaturas (38.9±6.6 oC) y sus pH se encuentran cercanos a la neutralidad (7.22±0.27), el contenido de gases disueltos es relativamente alto (CO2, 43.8±12.9 mg/l; y H2S, 7.9 – 38.5 mg/l). La concentración de Cl- disuelto es alto (37.7±11.7 mg/l), y los contenidos de SO42- (1306.2±427.4 mg/l) y SST disueltos son los

mayores encontrados (1356 ±571 mg/l) El valor de Eh es altamente negativo (–254 a –325 mv) y el O2 disuelto es bajo (2.1 – 2.7 mg/l). Las principales facies hidroquímicas son SO42- - Ca, SO42- > HCO3 -Ca y SO42- - Ca > Na. Del análisis de los resultados obtenidos, los cuales se resumen en la tabla 4.1 se pueden establecer las siguientes regularidades: Las aguas correspondientes a los flujos locales poseen baja temperatura y poca mineralización (TSS), parámetros estos que tienden a aumentar con el incremento del recorrido y la profundidad en los flujos intermedios y de carácter más regional. El potencial redox es positivo (carácter oxidante del medio) en aguas superficiales y subterráneas de poco recorrido (flujos locales) y se hace más negativo (reductor) en los flujos de mayor recorrido y profundidad (intermedios a regionales). El oxígeno disuelto es relativamente alto en los flujos locales y muy bajo en los flujos intermedios y regionales. El pH tiende a ser neutro en todas las aguas, excepto aquella que drenan rocas ultrabásicas (1), las aguas de infiltración en las cuevas (6), algunas que emergen en resurgencias cársicas (12), y en aguas que drenan esquistos y areniscas (4,5). Las aguas que presentan los valores de pH más bajo son las de mayor recorrido subterráneo, esto es, los flujos locales El contenido de CO2, por el contrario, disminuye a medida que aumenta el pH y viceversa, lo cual es una consecuencia lógica del sistema de equilibrio de los carbonatos. Los flujos intermedios (5, 10, 13, 14) y de carácter más regional (14, 15), presentan H2S, no así los de carácter local. La influencia del tipo de litología con la cual el agua interactúa, se refleja en la naturaleza de los cationes del agua: magnesio, aportado principalmente por las rocas ultrabásicas (1, 14); sodio, por los esquistos y areniscas (4, 5, 14), y calcio por las calizas (6-17). El anión más comúnmente presente en las aguas es el bicarbonato, propio de aguas meteóricas de relativa poca profundidad. Su contenido es mayor en las aguas correspondientes a flujos intermedios que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano (5) y calizas de la Fm. Artemisa (10, 11,13, 14). Las aguas profundas de carácter más regional poseen un mayor contenido de sulfato (15, 16). CARACTERIZACIÓN HIDROQUÍMICA ESPACIAL DEL SISTEMA DE FLUJOS Clasificación hidroquímica. tipos de agua y patrones hidrogeoquímicos La clasificación química de las aguas en este trabajo se realizó utilizando el método de Kurlov, que toma en cuenta para esos fines, el 20 porciento de meq/l de aniones y cationes (ver materiales y métodos). Con el objetivo de ilustrar el control no solo de la litología, sino también de la tectónica local sobre la composición química de esta agua, en la figura 4.3, se presenta un mapa esquemático de tipo hidrogeoquímico, donde se observa la relación entre la composición química del agua, expresada mediante diagramas de Stiff, y el medio geológico. En este caso los patrones son presentados en forma absoluta, pudiéndose comparar la composición tanto de forma cualitativa como cuantitativa. Con color amarillo se señala la presencia de sulfhídrico en las aguas, por lo general presente en aquellas que proceden de manantiales o pozos asociados a las fallas o contactos tectónicos.

Figura 4.3. Relación entre la composición química del agua (expresada mediante diagramas de Stiff y la litología en la Sierra del Rosario. En color amarillo aparecen aquellas aguas que poseen H2S. En la tabla 4.2.1 - 4.2.16 del anexo se exponen los los tipos de aguas correspondientes a los diferentes flujos estudiados, así como sus correspondientes patrones hidrogeoquímicos, y esta información se resume en la taba 4.2.17. Estos resultados muestran el control litológico en la composición química relativa de las aguas que drenan los macizos de la Sierra del Rosario. En forma gráfica este comportamiento se ilustra en las figuras 4.3.1 - 4.3.10 del anexo, donde las concentraciones son expresadas en tanto por 10 de aniones y cationes. Del análisis de la tabla 4.2.17 y de las figuras 4.3.1 - 4.3.10 del anexo se infiere lo siguiente: Los flujos locales que drenan las rocas ultrabásicas son del tipo bicarbonatadas magnesianas y su patrón medio es 118-181, lo cual indica que el magnesio y el bicarbonato contienen alrededor de un 80 % de meq/l. Los flujos locales de corto y mediano recorrido que drenan los sedimentos de la Fm. Manacas, son del tipo bicarbonatadas cálcicas sódicas, con patrones hidrogeoquímicos 451-271 y 352-181 respectivamente, indicando un predominio en dichas aguas de los iones calcio, sodio, magnesio, bicarbonato y cloruro.

Los flujos locales e intermedios que discurren por sedimentos de la Fm. San Cayetano son del tipo bicarbonatadas sódicas y poseen patrones hidrogeoquímicos 811-172 y 811-271 respectivamente, lo cual muestra un predominio de los iones sodio, bicarbonato en ambos tipos de flujo y en menor cantidad, de sulfato o cloruro. Los flujos locales e intermedios que drenan carbonatos de las formaciones Guajaibón, Sierra Azul, Lucas y Artemisa son del tipo bicarbonatadas cálcicas y sus principales patrones hidrogeoquímicos son: 181-181, 181-172, 181-271 y 271-181, indicativo del predominio de los iones bicarbonato y calcio, con un relativo aporte ocasional de sodio, cloruro y sulfato. Las aguas que interactúan con los sedimentos de la Fm. Cacarajícara son de tipo mixto (bicarbonatadas cálcicas sódicas) y poseen patrón hidrogeoquímico 361-172, que manifiesta un relativo predominio de los iones calcio, bicarbonato, sodio y sulfato. Los flujos que drenan la Fm. Artemisa con interacción con otras litologías (areniscas y ofiolitas) son bicarbonatadas mixtas (HCO3-Ca>Mg>Na) con patrón principal 352-181. Ello muestra la influencia de la mezcla de litologías drenadas en esta agua, con la abundancia relativa de todos los cationes (sodio aportado por las areniscas, magnesio por las rocas ultrabásicas y calcio por las calizas). Las aguas de mayor y profundo recorrido subterráneo son fundamentalmente sulfatadas cálcicas con patrones 271-118 y 181-118, mostrando que sólo ocasionalmente el sodio alcanza más del 20 % de meq/l y que entre el 70 y el 80 %, sólo lo alcanzan el calcio y el sulfato. En las figuras 4.3.11-4.3.14 se muestran los patrones hidrogeoquímicos de 6 perfiles seleccionados en la Sierra del Rosario (Fig. 2.3), los cuales aparecen agrupados en la figura 2.4. El análisis de los mismos corrobora el papel de la constitución litológica y de la tectónica local en la composición química de las aguas: el catión está asociado al material acuífero drenado por las aguas, las cuales presentan patrones hidrogeoquímicos típicos de cada una de esta litologías (figuras 4.3.1-4.3.10); las características tectónicas del terreno (presencia de fallas y planos de sobrecorrimiento), producen cambios principalmente en los aniones y facilitan la adquisición de H2S (representado en las figuras 4.3.11-4.3.14) con el color amarillo. RELACIONES IÓNICAS El uso de relaciones iónicas en la caracterización de las aguas naturales, aparece reportado con frecuencia en las revistas y libros especializados. Estas relaciones se expresan en meq/l y van precedidas de la letra r, que significa relación, las cuales reflejan las diferentes propiedades de interacción con el medio (Fagundo, 1996). En las tablas 4.2.1 - 4.2.16 (anexo) se presentan las principales relaciones iónicas que caracteriza el sistema de flujos de la Sierra del Rosario. En general, se observa que cada uno de los 16 tipos de flujos presenta regularidades similares entre sí, por lo que para una mejor interpretación de dichas relaciones con relación a la litología drenada, se pueden analizar las mismas a partir de los valores medios de cada tipo de flujo, los cuales se muestran en la tabla 4.2.17 del texto.

(Flujo Local)

(Flujo Local)

(Flujo Local)

(Flujo Local)

(Flujo Local)

(Flujo Local) Flujo Intermedio

Fig ura 4.3.11. Patrones hidrogeoquómicos del perfil 1. En color amarillo aparecen aquellas aguas que poseen H2S.

49

Flujo Local

Flujo Local

Flujo Intermedio

Figura 4.3.12. Patrones hidrogeoquómicos del perfil 2. En color amarillo aparecen aquellas aguas que poseen H2S.

50

Flujo Local

Flujo Intermedio

Flujo Intemedio Flujo Intemedio

Figura 4.3.13. Patrones hidrogeoquómicos de los perfiles 3, 4 y 5. En color amarillo aparecen aquellas aguas que poseen H2S.

51

Flujo Local

Flujo Intermedio

Flujo Local

Figura 4.3.14. Patrones hidrogeoquómicos del perfil 6. En color amarillo aparecen aquellas aguas que poseen H2S.

52

Tabla 4.2.17. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales, pozos y surgencias cársicas de la Sierra del Rosario. No. 1 2 3

4 5 6 7 8 9

10 11 12 13 14 15 16

N 17 5 31 1 11 21 14 94 6 2 37 6 25 9

Ca/Mg 0.1 4.0 3.3 1.3 1.2 8.1 8.6 7.1 6.4 5.1 11.3 6.5 5.2 1.8

Na/Ca 4.5 1.0 0.7 9.7 40.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.4 0.2 0.1 0.3 0.7

Na/Mg 0.2 3.4 2.1 12.9 10.9 1.8 1.5 1.6 1.3 2.2 2.5 0.8 1.4 1.1

SO4/Ca 0.9 0.1 0.1 1.8 6.1 0.1 0.0 0.1 0.1 0.3 0.2 0.1 0.1 0.1

Cl/Na 0.4 0.5 0.4 0.7 0.2 0.4 0.4 0.4 0.6 0.4 0.5 0.2 0.7 0.3

Cl/HCO3 0.1 0.3 0.1 0.1 0.3 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 0.1

SO4/HCO3 0.0 0.1 0.0 0.2 0.2 0.1 0.0 0.1 0.1 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1

Ca/HCO3 0.0 0.6 0.6 0.1 0.1 0.9 0.8 0.9 0.9 0.9 0.9 1.0 0.9 0.5

Mg/HCO3 1.0 0.2 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 0.2 0.1 0.2 0.2 0.3

Na/HCO3 0.2 0.5 0.4 1.2 1.2 0.2 0.2 0.2 0.2 0.4 0.2 0.1 0.2 0.3

Patrones 118-181 451-271 352-181 811-172 811-271 811-181 271-181 271-181 181-271 361-172 271-181 181-181 271-181 352-181

70 5

5.6 5.1

0.2 0.1

1.3 0.5

1.2 1.0

0.3 0.4

0.3 0.0

7.2 8.2

6.0 7.2

1.0 1.4

1.4 0.7

271-118 181-118

Tipo de agua HCO3-Mg HCO3-Ca>Na HCO3-Ca>Na HCO3-Na HCO3-Na HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca>Na HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3Ca>Mg>Na SO4-Ca SO4-Ca

1. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicos de la asociación ofiolítica; 2. Flujos locales de corto recorrido que drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas; 3. Flujos locales de mediano recorrido que drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas; 4. Flujos locales que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano; 5. Flujos intermedios que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano; 6. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (aguas de infiltración en las cuevas en la Sierra del Pan de Guajaibón y Sierra Chiquita); 7. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (valles altos entre la Sierra del Pan de Guajaibón y Sierra Chiquita). 8. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (aguas de surgencias y resurgencias cársicas en la Sierra del Pan de Guajaibón). 9. Flujos locales que drenan calizas de las Fms. Sierra Azul y Lucas a; 10. Flujos intermedios que drenan calizas de las Fms. Sierra Azul y Lucas e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara; 11. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (manantiales, pozos y resurgencias kársticas); 12. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (resurgencias kársticas); 13. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa (manantiales y pozos). 14. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa (manantiales y pozos) que interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica y con esquistos de la Fm. San Cayetatano (mezcla de litologías). 15. Flujos intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (manantiales y pozos) que interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica, así como con areniscas de la Fm. San Cayetano. 16. Pozo en la Fm. Artemisa a diferentes profundidades.

53

Estas regularidades se resumen a continuación:

Cag 2 + La relación iónica r , que refleja la relación entre la calcita y la dolomita en las aguas Mg 2 + naturales que se mueven por carbonatos, y entre calcita y serpentinita en los silicatos, presenta valores muy bajos en las aguas que drenan las rocas ultrábasicas de la Asociación ofiolíitica (0.1), y en los esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano (1.2-1.3); algo más altos, del orden de uno, en las aguas que drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas (3.3-4.0) y valores relativamente altos en las aguas que discurren por carbonatos (5.1-11.3). Las aguas del grupo 14, que interaccionan con una mezcla de litologías compuestas de carbonatos, areniscas y rocas ultrabásicas poseen valores relativamente bajos de esta relación (1.8). Los valores más altos de esta relación iónica, corresponden a las aguas que drenan carbonatos (5.1-11.3), siendo significativamente mayor en los flujos locales de la Fm. Artemisa. La relación iónica r

Na + , Ca 2 +

que expresa la relación entre la calcita y la halita u otras fuentes de

+ Na , como pueden ser las plagioclasas ricas en albita, es significativamente elevada en las aguas que hacen contacto con los sedimentos de la Fm. San Cayetano (9.7-40.2). Los máximos valores medios en este caso corresponden a las aguas que tienen una mayor interacción en su recorrido subterráneo más profundo (flujos intermedios), lo cual está asociado a la mayor disolución de los silicatos sádicos. Valores 0.7 y 4.5 se observan en las aguas que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación ofiolíitica, esquistos y areniscas de la Fm. Manacas y mezclas de litologías. Esta relación iónica en las aguas que discurren por carbonatos varía entre 0.1 y 0.4. La relación iónica r

Na + , en el caso de la Sierra del Rosario expresa la relación entre el sodio Mg 2 +

aportados por los minerales halita y plagioclasa sódica, y el magnesio aportado por las serpentinita de las rocas ultrabásicas, en el caso de los silicatos, o el magnesio asociado a la dolomita en los carbonatos. Los valores de esta relación iónica son significativamente altos en las aguas que drenan los esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano (10.9-12.9), relativamente altos en las aguas asociadas a los sedimentos de la Fm. Manacas (2.1-3.4), y en general bajos en los restantes flujos (0.2-2.5). Los valores más bajos corresponedn a los flujos que interactúan con las ofilitas y las aguas procedentes del drenaje profundo de la Fm. Artemisa, lo cual es consecuencia de la interacción predominante de dichas aguas con las serpentinitas en el primer caso y de la acción combinada de estos minerales y la dolomita en el segundo caso. 2−

La relación iónica r

SO4 , en el caso de la Sierra del Rosario, donde no se reporta la presencia Ca +

de yeso, expresa la relación entre el calcio aportado por la calcita y el sulfato debido a la oxidación de la pirita. Esta relación es del orden de uno (1.0-1.2) en los flujos intermedios y regionales que drenan la Fm. Artemisa, donde las aguas son principalmente del tipo sulfatadas cácicas. Valores relativamente altos de esta relación presentan los flujos locales (1.8) e intermedios (6.1) que drenan los sedimentos de la Fm. San Cayetano, lo cual se debe al escaso contenido de calcio en los mismos.

Cl − La relación iónica r , está relacionada con el intercambio iónico que experimentan las aguas Na + subterráneas en la zona del suelo, con las arcillas y otros tipos de rocas, tanto en la zona no saturada como saturada del acuífero. Cuando toma valor unitario expresa, por lo general, el aporte del mineral halita. Se ha empleado para distinguir diferencias entre aguas superficiales (Christopher, 1975) y para interpretar el drenaje en diferentes regiones kársticas (Christopher,

54

1977). Esta relación varía entre 0.2 y 0.7 en todos los flujos, por lo que posee poco valor como indicador geoquímico para la caracterización de las aguas de la Sierra del Rosario. Cl − La relación iónica r , explica la relación entre los minerales halita y calcita disueltos en el HCO3− agua, así como el grado de intrusión de las aguas marinas en los carsos litorales (Fagundo, 1994). Con esta relación existe un comportamiento similar al anterior, los valores medios de todos los flujos varían ente 0.0 y 0.3, por lo cual esta magnitud tampoco ofrece ningún valor indicador geoquímico. 2−

La relación iónica r

SO4 , indica, por lo general, la relación entre el yeso y la halita u otros HCO3−

agentes ajenos al carso (Fagundo, 1994). En el caso de la Sierra del Rosario, sin embargo, al igual 2−

que sucede con la relación r

SO4 , es indicadora de la relación entre el sulfato debido al proceso Ca +

de oxidación de la pirita y la calcita. En forma similar a esta última, aquella , toma valores significativamente altos solamente en los flujos intermedios y regionales que drenan la Fm. Artemisa (7.2-8.2). Ca 2 + La relación iónica r , debe poseer un valor cercano a uno en los flujos que interactúan con HCO3− los carbonatos, lo cual se evidencia en el caso de los flujos locales e intermedios que drenan las formaciones Guajaibón, Sierra Azul-Lucas-Cacarajícara y Artemisa (0.8-1.0). En las aguas que drenan sedimentos de la Fm. Manacas y en las aguas del grupo 14 (mezcla de litologías), que también presentan carbonatos en su constitución litológica, estas relaciones son del orden de 0.6 y 0.5 respectivamente. Sin embargo, esta relación iónica varía entre 0.0 y 0.1 en las aguas que discurren por rocas ultrbásicas, y esquistos y areniscas respectivamente. En el caso de los flujos de mayor y más profundo recorrido subterráneo (grupos 15 y 16), dicha relación es elevada (6.07.2), lo cual se debe a que el contenido de calcio no está directamente asociado al bicarbonato, sino al sulfato. La relación iónica r

Mg 2 + , refleja la relación entre la dolomita o la serpentinita y la calcita. Toma HCO3−

valores cercanos a la unidad (1.0-1.4) en los flujos locales que drenan las rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica y en los flujos intermedios y regionales de la Fm. Artemisa, todo lo cual está relacionado con el intemperismo de las ofiolitas. En los restantes flujos la magnitud de esta relación varía entre 0.1 y 0.3. 2−

SO Na + La relación iónica r , debe proporcionar una información similar a la relación r 4 , esto − Ca + HCO3 es, la relación entre la calcita y la halita o la plagioclasa sódica. En general, se observa una tendencia parecida. Las magnitudes más altas son las debidas a los mismos tipos de agua: flujos locales e intermedio de la Fm. San Cayetano (1.2) y los flujos de mayor recorrido que discurren por los sedimentos de la Fm. Artemisa (0.7-1.4). Las relaciones iónicas de los restantes flujos varían entre 0.1 y 0.5. Del análisis de los resultados anteriores, se concluye que la caracterización de los distintos flujos que drenan los macizos de la Sierra del Rosario, puede realizarse utilizando solamente las siguientes relaciones iónicas: r

2− Cag 2 + Na + Na + Mg 2 + SO4 Ca 2 + , , , , y r r r . r r Mg 2 + Ca 2 + Mg 2 + HCO3− Ca + HCO3−

55

ESTADO DE LAS AGUAS DE LOS DIFERENTES GRUPOS CON RESPECTO A LOS MINERALES CONSTITUTIVOS DE LOS ACUÍFEROS. Comportamiento de las aguas respecto al equilibrio con la calcita: ubicación de los flujos en el diagrama de Tillman -Trombe En este acápite se analiza el estado de las aguas con respecto al equilibrio químico de la calcita sobre la base del modelo desarrollado por Tillaman en 1932 y popularizado por Trombe a partir de 1952, mediante el denominado diagrama de Tillman - Trombe. Flujos locales que drenan sedimentos de la Asociación Ofiolítica En la figura 4.4.1 del anexo se muestra la posición que ocupan las aguas correspondientes a los flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica del Mesozoico en el diagrama de Tillaman - Trombe. En el proceso de intemperismo que tiene lugar en estas rocas, las aguas procedents de las precipitaciones disuelven en forma incrongruente las serpentinitas, originándose aguas bicarbonatada magnesianas con poco contenido de calcio. Sin embargo se origina una alta concentración de magnesio. Por esa razón, la dureza aparente, expresada como CaCO3 en mg/l es relativamente alta (197±70 mg/l), por lo que junto al pH elevado que adquieren dichas aguas en ese proceso, hace que las mismas aparezcan sobresaturadas en el diagrama. Si el cálculo de la dureza se excluye el magnesio, sobre la base de que sólo el calcio se encuentra relacionado con el CaCO3, ya que el magnesio procede del inteperismo de la serpentinita y no de la calcita, la ubicación de las aguas de este tipo de flujo el diagrama de Tillman muestra que las mismas se encuentran insaturadas a la calcita con una dureza media de 8.7±9.9 mg/l (Fig. 4.4.2 del anexo). Flujos locales (de corto y mediano recorrido) que drenan sedimentos de la formación Manacas En la figura 4.4.3 del anexo se muestra la posición que ocupan las aguas correspondientes a los flujos locales que drenan los depósitos de la Fm. Manacas. Se aprecia que las aguas de corto recorrido subterráneo tienden a encontrarse insaturadas con respecto a la calcita, con durezas del orden de 54±12 mg/l, mientras que las que poseen un mediano recorrido tienden a la saturación o sobresaturación con un contenido de CaCO3 disuelto mayor (412±104 mg/l). Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos de la formación San Cayetano La muestra representativa de los flujos de corto recorrido subterráneo se encuentra insaturada a la calcita con una dureza de 35 mg/l, mientras las aguas pertenecientes a los flujos de mediano recorrido están saturadas o sobresaturadas con una dureza de 140±80 mg/l (Figura 4.4.4 del anexo). Flujos locales que drenan sedimentos de la formación Guajaibón Las aguas de los flujos locales que discurren por los carbonatos de la Fm. Guajaibón, suelen presentarse insaturadas, saturadas o sobresaturadas (en mayor ocasión las últimas) con respecto a la calcita con una dureza del orden de 162±32 mg/l (Figura 4.4.5 del anexo). Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos de las formaciones Sierra Azul, Lucas y Cacarajícara Las aguas de estos flujos tienden al equilibrio respecto a la calcita, con una dureza de 244±40 mg/l en los flujos locales y de 302±4 mg/l (Figura 4.4.6 del anexo). Flujos locales que drenan sedimentos de la formación Artemisa Estos flujos, con tendencia a la sobresaturación a la calcita, poseen una dureza de 256±38 mg/l (Figura 4.4.7 del anexo).

56

Flujos intermedios que drenan sedimentos de la formación Artemisa (incluyendo las que interaccionan con otras litologías) Las aguas de estos flujos suelen encontrarse sobresaturadas a la calcita, con una dureza media de 334 mg/l (Figura 4.4.8 del anexo). Flujos intermedios y de carácter más regional y profundo que drenan sedimentos de la formación Artemisa Las aguas correspondientes a los flujos de mayor y más profundo recorrido subterráneo, poseen altos contenidos de sulfato y calcio y relativamente menos bicarbonato. Por esa razón la dureza expresada en términos de mg/l de CaCO3, aparenta ser mayor que la real, pues sólo una pequeña parte de la misma está relacionada con los carbonatos. Debido a ello, las aguas de este grupo suelen presentarse cercanas al equilibrio con la calcita o sobresaturadas, con una dureza aparente de 1253±1035 mg/l (Figura 4.4.9 del anexo).

Caracterización de aguas de diferente naturaleza hidrogeoquímica por su disposición en el diagrama de Tillman -Trombe El diagrama de Tillman -Trombe ha sido ampliamente utilizado por la literatura europea (Francia, Polonia, República Checa, etc.), para estimar el grado de agresividad de un agua respecto a la calcita, no así por los hidrogeólogos americanos y de otros países occidentales ya que las determinaciones de los índices de saturación definidos por Back et al. (1966) mediante algorítmos de cálculo son más precisos al incluir los iones complejos en la aproximación termodinámica. No obstante estos diagramas constituyen una herramienta útil para caracterizar aguas kásticas de diferentes tipos (Fagundo et al, 1997). En la figura 4.4.10 se muestra la posición que ocupan en el diagrama de Tillman -Trombe, aguas de diferente naturaleza hidrogeoquímica que drenan sedimentos carbonatados y no carbonatados en la Sierra del Rosario. En general, la disposición de los distintos tipos de aguas en este diagrama está relacionada con el tiempo de recorrido de las mismas en el acuífero y la factibilidad del flujo de interactuar con el medio (contenido de CO2 en el suelo, reacción en condiciones de sistema abierto o cerrado respecto al CO2, disponibilidad de calcita en el terreno, etc.).

Figura 4.4.10. Diagrama de Tillman Trombe donde se aprecia el lugar que ocupan diferentes tipos de agua en la Sierra del Rosario: 1- Arroyos que discurren por rocas ultrabásicas; 2a- Manantiales y arroyos superficiales de baja mineralización que drenan esquistos, areniscas y carbonatos de la Fm. Manacas; 2b- Surgencias y resurgencias kársticas que drenan carbonatos de las formaciones Guajaibón y Artemisa; 3- Manantiales de la zona de circulación profunda del karst (que drenan calizas de la Fm. Artemisa); 4- Manantiales y pozos de la zona más profunda del acuífero desarrollado en calizas de la Fm. Artemisa.

57

Estado de equilibrio de las aguas con respecto los minerales calcita (RSC), dolomita (RSD) y Yeso (RSD) Una aproximación más exacta para determinar el estado de un agua con respecto al equilibrio con los minerales con los cuales interactúa en su recorrido, se realiza tomando en consideración la formación de iones complejo. En el proceso de disolución de los minerales por las aguas naturales, además de los iones libres 22+ 2+ + + 2comúnmente conocidos (HCO3 , CO3 , Cl , NO3 , SO4 , Ca , Mg , Na y K ), se originan + en cantidades muy pequeñas los denominados iones complejos y pares iónicos: CaHCO3 , + CaCO3º, MgHCO3 , MgCO3º, NaCO3 , NaHCO3º, CaSO4º, MgSO4º, NaSO4 , HSO4 y otros (Fagundo, 1994). A pesar de su pequeña concentración, cuando no se consideran en los cálculos cuantitativos de la agresividad de las aguas kársticas se pueden cometer errores. El cálculo de las concentraciones de los iones complejos y pares iónicos relacionados con los sistemas CO2 - H2O - CaCO3 y CO2 - H2O - CaMg(CO3)2, se realizó en este trabajo, mediante el sistema informático HIDROGEOQUIM (Fagundo Sierra et al, 2004), basado en un algoritmo implementado con anterioridad (Alvarez y Fagundo, 1991). Este algoritmo toma en consideración un sistema de ecuaciones de equilibrio químico, que contemple tanto los iones libres como los iones complejos o pares iónicos; así como las ecuaciones de balance correspondientes. En el proceso de cálculo se determinan primero las constantes de equilibrio a la temperatura del agua y la fuerza iónica sin tener en cuenta los iones complejos. Luego se calculan las actividades y concentraciones molales, después se vuelve a calcular la fuerza iónica, ahora con los iones libres y complejos y se determinan de nuevo las actividades, repitiéndose este proceso en forma iterativa hasta que la diferencia entre las raíces cuadradas antes y después de la siguiente iteración sea despreciable. Finalmente se calculan los índices de solubilidad o saturación de cada mineral. Los índices de saturación (IS) se definen por:

SI = log

KIAP Keq

(4.1)

Donde, KIAP es el producto de actividad iónica; Keq es la constante termodinámica de equilibrio del mineral. Por lo general se utiliza más el logaritmo de este índice (Back et al, 1966), denominado relación de saturación. Para el caso de la calcita, la dolomita y el yeso, estos índices pueden expresarse mediante las siguientes ecuaciones:

aCa 2 + aCO3 RSC = log Kc

2−

(4.2)

aCa 2+ aMg 2+ a 2 CO3 RSD = log Kd RSY = log

aCa 2+ aSO4 Ky

2−

(4.3)

2−

(4.4)

Donde, ɑ representa las actividades de los diferentes iones, RSC es la relación de saturación de la calcita; RSD es la relación de saturación de la dolomita y RSY es la relación de saturación del yeso. A continuación se procede a hacer el análisis del estado del agua con respecto a los minerales calcita, dolomita y yeso, en forma similar al caso anterior.

58

Flujos locales que drenan sedimentos de la Asociación Ofiolítica En el transcurso de su recorrido, estas aguas alcanzan el equilibrio químico (Figura 4.4.11) con respecto a la serpentinita (expresada en términos de dolomita), pero no con respecto a la calcita y al yeso dada la poca disponibilidad de estos minerales en el terreno. Flujos locales (de corto y mediano recorrido) que drenan sedimentos de la formación Manacas Estos flujos locales se encuentran subsaturados con respecto a la calcita y la dolomita mientras los flujos intermedios tienden a la saturación con respecto a ambos minerales (Figura 4.4.12). Con relación al yeso ambos flujos se encuentran insaturados. Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos de la formación San Cayetano Al igual que en el caso anterior, estas aguas tienden a la saturación con respecto a la calcita y la dolomita (Figura 4.4.16 c) y a la insaturación con relación al yeso, lo cual es indicativo de un efecto poco acentuado del ciclo hidrológico sobre las mismas. Flujos locales que drenan sedimentos de la formación Guajaibón Las aguas de cueva tienden a presentarse más veces cercanas al equilibrio químico con respecto a la calcita y la dolomita que en el segundo subgrupo (Figura 4.4.13). Esto se debe a que la respuesta a la acción de las lluvias sobre los macizos kársticos, tanto de los caudales como de los contenidos iónicos de las aguas en las emergencias, es relativamente rápida al igual que su recuperación. Con respecto al yeso todas se encuentran insaturadas. Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos de las formaciones Sierra Azul, Lucas y Cacarajícara El comportamiento de los valores de RSC, RSD y RSY (Figura 4.4.14) es similar al de las emergencias kársticas de la Fm. Guajaibón. Flujos locales que drenan sedimentos de la formación Artemisa Por lo general las aguas procedentes de manantiales tienden a alcanzar el equilibrio químico con respecto a la calcita y la dolomita, mientras que las que emergen a través de grandes conductos (surgencias y resurgencias) suelen encontrarse sobresaturadas con respecto a dichos minerales (Figura 4.4.15). Este comportamiento diferente está relacionado con la mayor facilidad al escape del CO2 disuelto en el agua en el segundo caso. Con relación al yeso todas las aguas se encuentran insaturadas. Flujos intermedios que drenan sedimentos de la formación Artemisa Tienden a alcanzar el equilibrio con respecto a la calcita y la dolomita (Figura 4.4.16 a), pero se encuentran insaturadas con respecto al yeso. En aquellas aguas que además, hacen contacto con otras litologías, tienden a encontrarse saturadas con respecto a la calcita y la dolomita (Figura 4.4.16 b). Flujos intermedios y de carácter más regional y profundo que drenan sedimentos de la formación Artemisa Por lo general se encuentran saturadas con respecto a la calcita y la dolomita (Figura 4.4.17) y muy cerca de la saturación con respecto al yeso.

59

2.50 0.40

DSR

CSR

2.00 0.20

1.50 0.00

1.00 -0.20

0.50 -0.40

0.00 -0.60

-0.50 -0.80 200

240

280

320

360

400 TDS

200

240

280

320

360

400 TDS

Figura 4.4.11. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica. 2.50

DSR

1.50 CSR

2.00 1.00

1.50 0.50

1.00 0.00

0.50 -0.50

0.00 -1.00

-0.50 -1.50 100

200

300

400

500

600 TDS

200

240

280

320

360

400 TDS

Figura 4.4.12. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales que drenan esquistos, arenisacas y carbonatos de la Fm. Manacas.

60

DSR

2.00 1.50 2.00

CSR

1.00

1.50

0.50 0.00

1.00

-0.50

0.50

-1.00 0.00

-1.50 -0.50

-2.00 -1.00

-2.50

-1.50

-3.00 100

200

300

400

500 TDS

100

200

300

400

500 TDS

Figura 4.4.13. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la formación Guajaibón. DSR

0.50

CSR

0.60

0.00

0.40

0.20

-0.50

0.00 -1.00

-0.20 -1.50

-0.40 -2.00

-0.60 -2.50

-0.80

-1.00

-3.00

300

400

500

600

700

800 TDS

300

400

500

600

700

Figura 4.4.14. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara.

61

800 TDS

DSR

2.00 CSR

1.40

1.50 1.20

1.00

1.00 0.80

0.50

0.60

0.00 0.40

-0.50

0.20

0.00

-1.00

-0.20

-1.50 -0.40

-2.00

-0.60

-0.80

-2.50 200

300

400

500

600

700

800 200 TDS

300

400

500

600

700

800 TDS

Figura 4.4.15. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa. DSR

3.00 1.60

CSR

1.40

2.00 1.20 1.00

1.00

0.80 0.60 0.40

0.00

0.20 0.00

-1.00

-0.20 -0.40 -0.60

-2.00 0

400

800

1200

1600

2000 TDS

0

400

800

1200

1600

Figura 4.4.16. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). a) Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa (Grupo 6); b) Flujos intermedios que drenan sedimentos constituidos por mezclas de rocas (grupo 7) y c) Flujos intermedios que drenan areniscas de la Fm. San Cayetano (Grupo 8).

62

2000 TDS

DSR

2.50

CSR

1.40

1.20

2.00

1.00

1.50

0.80

1.00

0.60

0.50 0.40

0.00 0.20

-0.50 0.00

-1.00

-0.20

0

1000

2000

3000

4000 TDS

0

1000

2000

3000

4000 TDS

Figura 4.4.17. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras litologías. Aplicación del diagrama de estabilidad del sistema MGO - Al2 O3 - Si2 O3 - H2O al estudio del intemperismo de los silicatos de magnesio Las relaciones de estabilidad entre los minerales silícicos son de gran utilidad para interpretar el comportamiento de las aguas naturales que interactúan con los sedimentos constituidos por estos minerales. Entre los problemas de interés para la hidrogeología en estos casos se encuentran, por ejemplo, discernir si un determinado flujo en un momento dado de su recorrido subterráneo se encuentra subsarurado, saturado o sobresaturado con respecto a los minerales silícios constitutivos del acuífero. Otro problema pudiera ser determinar cuál de los posibles minerales involucrados en el correspondiente equilibrio químico de un proceso dado de interperismo de silicatos es más estable. El caso más simple de disolución de minerales silícicos, lo constituye la disolución del cuarzo. A un pH por debajo de 9, esta puede representarse por la ecuación: SiO2 (cuarzo) + 2 H2O = H4SiO4 (ac) (4.5) Aplicando la Ley de Acción de Masas, considerando a H2O = 1, se obtiene: Keq = a H4SiO4 (4.6) o

Para 25 C, se obtiene: a H4SiO4 = 1 X 10-4 (4.7) 63

La ecuación (4.7) expresa el valor de la actividad de sílice que se encuentra en equilibrio con el mineral cuarzo. Por debajo de este valor la solución acuosa (flujo de agua subterránea) se encuentra subsaturada, mientras que a valores superiores de esa magnitud la solución estará sobresaturada. A valores de pH más altos, los cálculos son más complejos debido a que H4SiO4 es un ácido que se disocia en H3SiO4- y H2SiO42-. En el proceso de intemperismo de los silicatos de magnesio, los minerales son disueltos de manera congruente, en forma similar a la sílice, esto es, sin que se forme un mineral secundario En el caso de la serpentinita por ejemplo, la ecuación de equilibrio químico es: Mg3 Si2O5 (OH)4 + 6H+ = 3 Mg2+ + 2H4SiO4 + H2O (4.8) Serpentina Aplicando la Ley de Acción de Masas, se obtiene:

a 3 Mg 2 + a 2 H 4 SiO 4 Kserp= a6H +

(4.9)

Aplicando logaritmos y tomando T = 25 oC, se obtiene: (a

log

Mg 2 + )

(a

2

H+

)

=10.7319 – 0.067 log a H4sio4 (4.9a)

)

Esta ecuación corresponde a una línea recta y puede representarse mediante un diagrama donde (a

la coordenada dependiente es log

Mg 2 + )

(a

2

H+

) )

, y la coordenada independiente es log a H4sio4.

En forma similar, se hacen los cálculos para los restantes minerales asociados a los procesos más comunes de intemperismo de los silicatos de magnesio, obteniéndose las expresiones que se muestran en la tabla 3.7.1 del anexo (Capítulo III), mediante las cuales se pueden construir el diagrama de estabilidad correspondiente (Fig. 4.4.18 del anexo). Para la serpentinita, se utiliza: Kserp=

a 3 Mg 2 + a 2 H 4 SiO 4 (4.10) a6H +

Aplicando logaritmos y tomando T = 25 oC, se obtiene: (a

log

Mg 2 + )

)

(a 2 H + )

=10.7319 – 0.067 (4.10a)

En la figura 4.4.18 se muestra que en las aguas correspondientes a los flujos locales: el pozo P3 (40m) y los arroyos que discurren por la Sierra de Cajalbana, se ubican en la zona de estabilidad del mineral no disuelto, esto es, poseen capacidad para disolver más mineral antes de alcanzar el equilibrio químico. Por el contrario, las aguas correspondientes al pozo P 4 (Bermejales) y el pozo El Sitio, correspondientes a flujos intermedios, los cuales poseen un mayor recorrido subterráneo, se ubican cerca del equilibrio químico, lo cual indica que en su trayectoria han disuelto mayor cantidad de mineral en el proceso de intemperismo de la serpentinita. Aplicación del diagrama de estabilidad del sistema Na2O - Al2 O3 - Si2 O3 - H2O al estudio del intemperismo los silicatos de sodio y potasio La disolución de los silicatos de sodio y potasio que tiene lugar durante los procesos de intemperismo, a diferencia de la disolución de la sílice y los silicatos de magnesio, ocurre de manera incongruente, esto es, formando un mineral arcilloso secundario, tal como caolinita o montmorillonita. Para el caso del mineral albita, el cual es uno de los componentes principales de las plagioclasas, este proceso ocurre de la manera siguiente: 64

2 Na AlSi3O8 + 2 H+ + 9 H2O = Al 2Si2O5 (OH)4 + 2 Na+ + 4 H4SiO4 (4.11) Albita

Caolinita

Aplicando la Ley de Acción de Masas, se obtiene: K Alb-Caol =

a 2 na a 4 h 4 SiO 4 a h+

(4.12)

Aplicando logaritmos y tomando T = 25 oC, se obtiene: log (

ana + aH +

) = 2.2826 (4.13)

Esta expresión corresponde a una línea recta paralela al eje de las y. En forma similar, se hacen los cálculos para los restantes minerales asociados a los procesos más comunes de intemperismo, obteniéndose las expresiones que se muestran en la tabla 3.7.2, mediante las cuales se pueden construir el diagrama de estabilidad correspondiente (Fig. 4.4.19 del anexo, Capítulo III). Para determinar los procesos geoquímicos que tienen lugar durante el proceso de intemperismo de los silicatos ricos en sodio y potasio, los diagramas de estabilidad multifásicos son de gran utilidad. En la figura 4.4.19 del anexo se muestra el diagrama correspondiente al intemperismo de las plagioclasas en la Sierra del Rosario. En dicha figura se observa que todas las muestras se encuentran insaturadas con respecto a la albita, lo cual es de esperar dado la poca solubilidad de este mineral a baja temperatura. Se observa además que todas las muestras quedan ubicadas en el campo de estabilidad de la caolinita, indicando la factibilidad de la disolución incongruente de albita. En forma similar se procede con respecto a otros minerales silícicos de calcio como anorthita o de potasio como microclino, dando también en este último caso caolinita como residuo del intemperismo. Origen de la composición química del sistema de flujos Con el objetivo de explicar el origen de la composición química de las aguas correspondientes al sistema de la Sierra del Rosario, se aplicaron los métodos de balance de masas y mezcla de agua, mediante el sistema informático MODELAGUA (Fagundo Sierra et al, 2001). Los principales procesos hidrogeoquímicos que se toman en cuenta en este algoritmo se muestran en la tabla 4.3 del texto (Capítulo III). El origen de la composición química de las aguas del grupo 1, del tipo HCO3-Mg, que drenan los macizos ultrabásicos (tabla 4.3.1 del anexo), se explica principalmente, mediante procesos de disolución de serpentinita y consumo de CO2 biogénico, acompañados de disolución de halita, calcita y oxidación de pirita e intemperismo de plagioclas. En la tabla 4.5.1 del texto (muestras 15) se observa la magnitud de las masas disueltas o transferidas en dichos procesos. La composición química de los flujos locales que discurren por los macizos constituidos por los esquistos y areniscas de las formaciones Manacas (grupo 2), los cuales poseen facies hidroquímicas del tipo bicarbonatadas cálcicas sódicas sódicas, se origina principalmente por disolución de calcita y dolomita, así como intemperismo de plagioclasa (anorthita, albita) serpentinita a expensas de CO2 de carácter biogénico. También contribuyen al origen de la composición química de estas aguas la disolución de halita, el intemperimo de microclino y las oxidación de pirita. En la las tablas 4.3.6 y 4.3.7 del anexo se muestran estos proceso en detalle y en la tabla 4.5.1 (muestras 6-9), se exponen las masas de sustancia disueltas o transferidas.

65

Tabla 4.3. Principales procesos geoquímicos Mineral Fórmula PM Proceso geoquímico y formulación Disolución – precipitación de halita Halita NaCl 58.5

Silvita

KCl

74.5

NaCl (s) = Na+ (ac) + Cl- (ac) Halita Disolución – precipitación de silviita KCl (s) = K+ (ac) + Cl- (ac) TA

Yeso

Calcita

Dolomita

Cuarzo

CaSO4.2 H2O

92

CaCO3

100

CaMg(CO3)2

SiO2

184

64

Disolución – precipitación de yeso CaSO4.2 H2O (s) = Ca2+ (ac) + SO42- (ac) + 2 H2O (l) Yeso Disolución – precipitación de calcita CO2 (g) + H2O (l) + CaCO3 (s) = Ca2+ (ac) + 2 HCO32- (ac) Calcita Disolución – precipitación de dolomita 2 CO2 (g) + 2 H2O (l) + CaMg(CO3)2 (s) = Ca2+ (ac) + Mg2+ (ac) + 4 HCO32- (ac) Dolomita SiO2 (s) + 2 H2O (l) = H4SiO4 (ac) Cuarzo

Serpentinita

Mg6Si4O10(OH)8

576

Intemperismo de serpentinita 12 CO2 (g) + 10 H2O (l) + Mg6Si4O10(OH)8 (s) = 6 Mg2+ (ac) + 4 H4SiO4 (ac) + 12 HCO32- (ac) Serpentinita

Anorthita

Albita

CaAl2Si2O8

286

NaAlSi3O8

274

Intemperismo de plagioclasas (anorthita) CaAl2Si2O8 (s) + 2 CO2 (g) + 3 H2O (l) = Ca2+ (ac) + 2 HCO32- (ac) + Al2Si2O5(OH)4 (s) Anorthita Caolinita Intemperismo de plagioclasas (albita) + 2 NaAlSi3O8 (s) + 2 CO2 (g) + 11 H2O (l) = 2 Na (ac) + 2 HCO3 (ac) + 4 H4SiO4 (ac) + Al2Si2O5(OH)4 (s) Caolinita Albita

66

Mineral Plagioclasa

Microcliono (feldespato potásico)

Fórmula

PM

Proceso geoquímico y formulación Intemperismo de plagioclasas: (x NaAlSi3O8 + y CaAl2Si2O8) = NaACaBAlCSiDO8

(x NaAlSi3O8+ 274 x + + 2+ y CaAl2Si2O8) 286 y (x+y) NaxCayAlx+2ySi3x+2yO8 (ac) + (x+2y) CO2 (g) + (11/2x+3y) H2O (l) = x Na + y Ca (ac) + Plagioclasa (x+2y) HCO3- (l) + 2x H4SiO4 (ac) + (x/2 + y) Al2Si2O5(OH)4 (s) (x = moles de Na+; y = moles de Ca2+) Caolinita KAlSi3O8

Intemperismo de feldespato potásico (microclino)

290

+ 2 KAlSi3O8 (s) + 2 CO2 (g) + 11 H2O (l) = 2 K (ac) + 2 HCO3 (ac) + 4 H4SiO4 (l) + Microclino Al2Si2O5(OH)4 (s) Caolinita

Pirita

FeS2

Sulfato– Sulfhídrico

SO4 - H2S

2-

120

Oxidación de pirita 2 FeS2 (s)+ 7 O2 (g) + 8 HCO3 (ac) = 2 Fe(OH)2 (s) + 4 SO42- (ac) +8 CO2 (g) + 2 H2O (l) Pirita Hematita -

34 2 CH2O (ac)

Reducción de sulfato + SO42- (ac) = H2S (g) + 2 HCO3 (ac)

Materia orgánica

Sulfhídrico – Azúfre

H2S - S

32

+ Ca2+ - Na + Ca2+ - K

Ca - NaR2

40

CO2 – H2O

CO2

44

CO2

CH2O -CO2

44

Formación de azufre a partir de H2S H2S (g) + O2 (g) = 2 S (s) + H2O (l) Intercambio iónico Ca-Na y Ca-K + + Ca (ac) + 2 NaR2 (s) = 2 Na (ac) + CaR2 (s); Ca2+ (ac) + 2 KR2 (s) = 2 K (ac) + CaR2 (s) (R = Arcilla, zeolita, carbón u otro material itercambiable Equilibrio CO2 – H2O CO2 (g) + H2O (l) = H2CO3 (ac) 4 CO2 (g) + 2 H2O (l) + O2 g) = 4HCO3- (ac) H2CO3 (ac) = H+ (ac) + HCO3 (ac) HCO3 (ac) = H+ (ac) + CO32 (ac) 2 CH2O (ac) + O2 (g) = CO2 (g) + 2 H2O (l) Materia orgánica 2+

Ca - KR2

67

Tabla 4.5.1. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario. Proceso 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 geoquímico Halita 20.0 17.2 16.2 18.3 16.3 12.4 3.5 25.9 20.0 18.7 85.9 186.2 402.0 16.7 17.2 23.5 17.7 Calcita 15.3 11.0 2.3 1.0 3.0 15.0 42.3 85.2 102.6 0.0 0.0 0.0 0.0 76.3 90.8 136.6 94.2 Dolomita 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 29.0 2.1 75.7 84.9 0.0 0.0 0.0 0.0 25.1 30.5 20.5 31.3 Serpentina 200.7 181.1 165.1 169.9 113.8 0.0 0.0 0.0 0.0 11.9 72.7 52.3 106.7 0.0 0.0 0.0 0.0 Plagioclasa 32.9 46.0 0.1 0.0 8.0 32.2 60.2 149.8 176.2 460.9 1191.4 1493.2 1847.4 6.7 0.0 0.0 0.0 Microclino 0.1 0.8 0.0 0.0 0.1 0.8 0.0 6.0 5.3 19.4 55.1 174.1 111.6 0.1 0.0 0.0 0.0 Pirita 7.0 10.1 3.2 1.5 0.0 1.5 3.0 4.8 9.6 21.6 87.7 206.3 187.5 3.3 2.4 2.9 4.9 H2S 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 21.6 82.0 87.0 0.0 0.0 0.0 0.0 CO2 183.2 194.1 147.9 143.2 106.7 34.0 36.0 115.7 129.4 141.9 415.7 2903.3 565.2 42.6 49.4 64.1 48.9 1) M. Cajalbana 1; 2) M. Cajalbana 2; 3) M. Cajalbana 3; 4) M. Cajalbana 4; 5) M. Cajalbana 5; 6) M. Arroyo La Sed; 7) P. Mineros; 8) S. Mamey; 9) M. Fluoresceína; 10) Pozo P3 40 m; 11) M. Mil Cumbres Sulfuroso; 12) Pozo P4; 13) M. Rancho Mar; 14) Cueva Lechuza; 15) Cueva Mamey; 16) Cueva Ancón; 17) Cueva Canilla. Tabla 4.5.2. Transferencia de masas (mg/) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario. Proceso 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 geoquímico Halita 8.8 17.5 17.5 21.6 14.9 15.4 16.0 14.4 18.8 11.9 14.0 20.5 13.4 31.2 40.6 Calcita 103.3 154.3 154.3 138.7 225.0 98.3 125.6 131.2 126.4 182.3 137.0 131.6 168.8 177.1 200.5 Dolomita 27.4 31.3 31.3 78.6 16.7 36.6 32.0 42.0 44.3 45.8 52.0 61.9 22.8 73.4 88.8 Serpentina 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Plagioclasa 3.7 26.4 25.0 62.0 0.0 19.2 14.7 19.2 0.0 10.1 2.1 0.0 42.3 44.1 296.7 Microclino 0.0 0.1 0.1 0.1 0.0 0.1 0.1 0.8 0.0 1.6 0.0 6.0 0.8 3.0 13.5 Pirita 0.5 3.0 3.9 0.4 1.8 5.1 6.3 13.1 3.9 3.6 3.0 2.4 9.0 16.1 58.2 H2S 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 8.1 CO2 65.6 90.9 88.6 120.7 123.7 63.8 71.5 85.1 84.6 122.8 126.4 137.1 108.0 142.3 150.2 18) M. Macagua; 19) M. Cuchillas de Sagua; 20) M. Mameyes; 21) M. Mineros; 22) M. Conuco de la Bija; 23);Resurgencia Canilla; 24) Surgencia Ancón; 25) Resurgencia Ancón 2; 26); M. Fernando; 27) M. La Curra; 28) M. Lucas 1; 29) M. Lucas 2; 30) M. Lucas 3; 31) M. Cacarajícara; 32) M. Cacarajícara Sulfuroso;

68

Tabla 4.5.3. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario. Proceso 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 geoquímico Halita 21.6 18.5 8.8 15.2 16.7 17.5 23.9 16.3 19.3 23.9 34.1 16.7 26.9 13.5 18.2 Calcita 133.9 191.6 328.7 217.0 204.2 231.1 260.9 136.6 208.8 261.2 224.6 218.8 245.1 134.8 131.1 Dolomita 104.1 35.9 88.0 24.4 44.3 38,9 28.2 80.3 50.4 28.2 55.0 55.0 55.0 42.0 42.8 Serpentina 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Plagioclasa 0.0 55.4 60.8 159.0 62.6 2.3 310.1 36.6 217.9 309.5 37.2 44.2 73.8 0.0 0.0 Microclino 0.0 0.8 1.6 6.0 2.3 0.1 12.0 0.8 17.2 12.7 1.6 3.6 3.0 0.0 0.0 Pirita 5.2 23.1 19.9 37.8 14.0 11.9 28.8 10.2 30.3 180.0 29.0 20.7 27.8 14.0 7.2 H2S 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 CO2 104.3 99.5 35.6 141.5 153.1 179.9 201.8 123.9 200.9 239.5 131.2 135.8 138.1 33.6 53.8 33) M. Caimito; 34) M. Mil Cumbres; 35) M. El Perdido; 36) M. Kiquere; 37) M. Recogedor; 38) M. Batea; 39) M. San Marcos; 40) M. Cuatro Caminos; 41) M. Julio Carmona; 42) M. Majagua; 43) M. San Juan; 44) Pozo P 2 90 m; 45) Pozo P 3 173 m; 46) R. Taco Taco; 47) R. Bacunagua. Tabla 4.5.4. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario. Proceso 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 geoquímico Halita 35.1 32.4 27.8 21.3 14.4 54.2 16.3 79.6 27.4 31.6 Calcita 264.0 233.8 279.1 139.5 155.5 179.9 180.7 209.4 148.3 191.3 Dolomita 116.4 101.0 87.2 93.4 148.6 40.9 41.1 47.6 33.7 43.5 Serpentina 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 32.6 50.9 71.5 95.6 173.2 Plagioclasa 265.4 65.8 74.2 10,0 123.3 167.0 58.4 201.2 126.0 659.9 Microclino 3.8 7.5 4.5 3.8 3.0 9.0 1.6 14.9 9.7 43.5 Pirita 36.5 36.8 38.4 35.4 34.0 101.3 16.5 21.5 56.9 379.8 H2S 10.0 5.4 10.0 9.9 10.1 44.0 1.5 5.9 26.1 169.6 CO2 408.1 433.3 442.7 268.0 354.8 41.5 183.1 251.7 165.2 -13.9 48) M. La Pastora; 49) M. Pedernales; 50) Pozo Pedernales; 51) Pozo el Brocal; 52) M. San Juan Sulfuroso; 53) Pozp P 13; 54) Pozo Azul; 55) M. Martín Mesa; 56) M. Soroa; 57) Pozo El Sitio;

69

Tabla 4.5.5. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos de carácter más regional y profundo) en la Sierra del Rosario. Proceso 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 geoquímico Halita 110.9 43.9 47.2 50.0 48.2 83.1 63.3 59.2 58.9 24.8 85.9 46.2 Calcita 472.5 775.7 868.8 1054.1 977.4 395.2 1231.1 828,3 1144.2 776.2 414.8 1371.5 Dolomita 239.8 176.2 151.9 239.5 222.0 89.3 279.7 210.8 259.9 176.3 94.2 311.6 Serpentina 0.0 51.6 49.5 74.6 87.3 55.9 104.4 97.9 125.5 22.7 184.0 116.8 Plagioclasa 0.0 261.9 377.6 314.9 995.4 586.1 839.3 838.8 434.4 73.3 978.4 862.0 Microclino 4.5 21.6 32.8 29.1 67.0 32.0 70.0 58.6 28.1 7.5 72.9 69.6 Pirita 357.6 540.7 505.3 836.2 956.6 365.6 1146.9 909.7 977.5 501.8 538.3 1301.3 H2S 5.0 7.7 18.1 17.3 31.8 10.0 27.5 51.2 24.7 7.9 23.9 39.7 CO2 -216.1 -174.5 -132.5 -422.2 -382.6 -29.3 -588.0 -400.0 -514.2 -211.1 10.7 -706.4 58) M. Sal y Cruz; 59) M. El Tigre; 60) M. El Templado; 61) M. La Gallina; 62) M. M 1 Bermejales; 63) M. Cueva Portales; 64) Pozo P1; 65) Pozo P 12; 66) Pozo P 17; 67) Pozo P 17; 67) Pozo P 19; 68) Pozo P 4 145-195 m; 69) Pozo P1 profundo.

70

Los flujos locales e intermedios que discurren por los esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano (grupo 3) son de tipo bicarbonatadas sódicas. Su composición química se explica principalmente por la significativa disolución incongruente de plagioclasa y consumo de CO2, con el aporte iónico de los procesos de disolución de halita, intemperismo de microclino y serpentinita, y oxidación de pirita. En forma detallada estos procesos de transferencia de masas, en términos de mmol/l se ilustra en las tabla del anexo, y las masas involucradas (en mg/l), en la tabla 4.5.1(muestras 10-13). Teniendo en cuenta el bajo contenido de calcio en este tipo de sedimento, se excluyó la presencia de calcita, lo cual permitió estimar la composición de la plagioclasa, en términos de albita y anorthita. Estos resultados se presentan en las tablas 4.3.2 – 4.3.5 del anexo y se resumen en la tabla 4.4 del texto. La composición aproximada de dicho mineral, en todos los casos fue de: Na0.9Ca0.1Al1.1Si2.9O8. Los principales procesos geoquímicos que originan la composición química de flujos locales de corto y mediano recorrido que drenan en la zona vadosa (epikarst) del sistema cásico del macizo del pan de Guajaibón (grupo 4), son los siguientes: disolución de calcita y dolomita, y consumo de CO2 en la zona del suelo, seguidos de disolución de halita, transferencia plagioclasa – caolinita y oxidación, de pirita, con intercambio. En las tablas 4.3.8 - 4.3.10 del anexo se muestran dichos procesos en forma detllada, y el resultado de las transferencias de masas se expone en la las tablas 34.5.1 (muestras 14-17) y 4.5.2 (muestras 18 -27). Las aguas del grupo 5, la componen flujos locales e intermedios de tipo bicarbonatadas cálcicas y bicarbonatadas cálcicas sulfhídricas respectivamente. discurren por sedimentos calcáreos de la formaciones Sierra Azul y Lucas, y por brechas y calcarenitas de la Fm. Cacarajícara, se originan mediante procesos geoquímicos similares a las del grupo anterior, con la diferencia que, en las de mayor recorrido (las que interactúan con los sedimentos de Cacarajícara), la transferencia de masa es mayor y además se produce H2S por reducción parcial del sulfato previamente originado por la oxidación de pirita. Estos resultados se ilustran en las tablas 4.3.11 y 4.3.12 del anexo y en la tabla 4.5.2 del texto (ejemplos 28 - 32). La composición química de los flujos locales del grupo 6, los cuales drenan las calizas estratificadas de la Fm. Artemisa, también de tipo HCO3-Ca, tiene su origen mediante procesos geoquímicos similares al de las restantes aguas carbonatadas. Los resultados del cálculo del balance de masa se exponen en las tablas 4.3.13 y 4.3.14 del anexo y 4.5.3. del texto (ejemplos 33-47). La composición química de las aguas correspondientes a los flujos intermedios que drenan las calizas de la Fm. Artemisa, también pertenecientes al grupo 6, se explica mediante los procesos de disolución de halita, calcita y dolomita, oxidación de pirita con reducción parcial de sulfato, así como de consumo de CO2. Los resultados se muestran en las tablas 4.3.15 y 4.3.16 del anexo y 4.5.4 del texto (ejemplos 48-52). Como el proceso de oxidación de pirita va acompañado de la generación de este gas, parte de la calcita disuelta pudiera formarse por consumo de CO2 de tipo no biogénico. Las aguas del grupo 6, que además de reaccionar con los carbonatos de la Fm. Artemisa, lo hacen con otras litologías (rocas ultrabásicas y esquistos y areniscas), son del tipo bicarbonatada mixtas. El origen de la composición química de estas aguas se muestra en la tabla 4.3.16 del anexo en el ejemplo del pozo El Sitio, el más representativo de este grupo; así como en la tabla 4.5.4 (ejemplos 53 - 57). Intervienen procesos hidrogeoquímicos similares a los del grupo 6 en tipo y magnitud, pero además ocurren procesos de intemperismo de serpentinita. En este grupo el aporte de los iones HCO3- y Mg2+ se debe tanto a al proceso de intemperismo de la dolomita como de la serpentinita, lo cual se puede atribuir a la acción de estos flujos sobre los sedimentos carbonatados y las rocas ultrabásicas. El grupo 7 lo integran flujos de carácter más regional y profundo que, en su recorrido subterráneo, drenan calizas de la Fm. Artemisa (principalmente en la zona de alimentación del acuífero), y en 71

profundidad interactúan con sedimentos de la Fm. San Cayetano. Originan aguas de tipos sulfatadas bicarbonatadas cálcicas, sulfatadas cálcicas y sulfatadas cálcicas sódicas. La composición química de las aguas del tipo sulfatadas cálcicas y sulfatadas bicarbonatadas cálcicas altamente mineralizas se puede explicar, al igual que en el caso anterior, mediante procesos de disolución congruente de halita, calcita, dolomita, serpentinita, disolución incongruente de plagioclasas (albita, anorthita) y microclino, así como oxidación de pirita y reducción de sulfato. En detalle, estos procesos se muestran en las tablas 4.3.17-4.3.18 del anexo). En este caso, la magnitud de las masas disueltas o transferidas es elevada, especialmente producidos por disolución de calcita a expensas del CO2 generado en el proceso de oxidación de pirita, y las transferencias de masas en la tabla 4.5.5 del texto (ejemplos 58-69). Otra forma de explicar el origen de esta agua, al menos las que corresponden al sistema hidrotermal San Diego de los Baño Los Bermejales, es asumiendo la ocurrencia de procesos de mezcla de aguas. Así las aguas de los tipos HCO3-Ca>Na, SO4 >HCO3-Ca, SO4-Ca>Na, SO4>HCO3-Ca>Na y las del tipo SO4-Ca con más bajo contenido de minerales disueltos puede explicarse, aplicando modelos de balance de masas y mezcla de aguas, mediante similares procesos previa mezcla de miembros extremos de los tipos HCO3-Ca y HCO3-Na en diferentes proporciones (Fagundo et al, 2001; 2003). Los resultados de esta aproximación se exponen en la tabla 4.5.6. A partir de la información brindada en las tablas 4.5.6 se puede establecer el modelo de evolución química de las aguas de la Sierra del Rosario mediante diagramas hidroquímicos de Stiff (Figura 4.5). Estos procesos de mezcla se explican también mediante diagramas de mezcla como los que se ilustran en las figuras 4.61-4.63 del anexo. DC-D

D -D OX

0.

0.

D II

0.

M

OX

M

0. M

OX

0.

0.

ejales

0.

M

0. 0. 0.

RS

4

RS

4

M S. D. de los Baños

Figura 4.5. Procesos hidrogeoquímicos representados mediante Diagramas de Stiff (San Diego de los Baños-Los Bermejales). DC-D: Disolución de calcita y dolomita; DA: Disolución de albita; OXS: Oxidación de piritas; RSO4: Reducción de sulfato; Mz: Mezcla de aguas. Patrones: (números romanos); I: Agua SO4-Ca; II: Agua HCO3-Ca; III: Agua HCO3>Cl-Na; IV: Agua HCO3-Ca>Na; V: Agua SO4-Ca de mayor mineralización; VI: Agua SO4>HCO3-Ca; VII: Agua SO4-Ca>Na; VIII: Agua SO4>HCO3-Ca>Na. Los números decimales representan la proporción en que ocurren las mezclas.

72

Tabla 4.4. Principales procesos geoquímicos (continuación). Fórmulas de las plagioclasas de la Fm. San Cayetano Punto de muestreo R=

Na Ca

x

y

x+y A=

x ( x + y)

B=

y ( x + y)

C=

( x + 2 y) ( x + y)

D=

(3 x + 2 y ) ( x + y)

P 3-40 m

20.1

3.21

0.16

3.37

0.95

0.05

1.05

2.95

P4

13.5

9.31

0.69

10.00

0.93

0.07

1.07

2.93

Mil Cumbres Sulfuroso

8.3

9.15

1.10

10.25

0.89

0.11

1.11

2.89

Rancho Mar

7.3

14.61

1.99

16.60

0.88

0.12

1.12

2.88

El Sitio

10.9

4.44

0.41

4.85

0.92

0.08

1.08

2.92

NaACaBAlCSiDO8 Na0.95Ca0.05Al1.05Si2.95O8 Na0.93Ca0.07Al1.07Si2.93O8 Na0.89Ca0.11Al1.11Si2.89O8 Na0.88Ca0.12Al1.12Si2.88O8 Na0.92Ca0.08Al1.08Si2.92O8

Fórmula aproximada: Na0.9Ca0.1Al1.1Si2.9O8 Relación molar media (R =

Na ) de la Fm. San Cayetano = 12.3 Ca

Formación Artemisa Relación molar media (R =

Ca ) de la Fm Artemisa = 8.1 Mg

73

Tabla 4.5.1. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario. Proceso 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 geoquímico Halita 20.0 17.2 16.2 18.3 16.3 12.4 3.5 25.9 20.0 18.7 85.9 186.2 402.0 16.7 17.2 23.5 17.7 Calcita 15.3 11.0 2.3 1.0 3.0 15.0 42.3 85.2 102.6 0.0 0.0 0.0 0.0 76.3 90.8 136.6 94.2 Dolomita 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 29.0 2.1 75.7 84.9 0.0 0.0 0.0 0.0 25.1 30.5 20.5 31.3 Serpentina 200.7 181.1 165.1 169.9 113.8 0.0 0.0 0.0 0.0 11.9 72.7 52.3 106.7 0.0 0.0 0.0 0.0 Plagioclasa 32.9 46.0 0.1 0.0 8.0 32.2 60.2 149.8 176.2 460.9 1191.4 1493.2 1847.4 6.7 0.0 0.0 0.0 Microclino 0.1 0.8 0.0 0.0 0.1 0.8 0.0 6.0 5.3 19.4 55.1 174.1 111.6 0.1 0.0 0.0 0.0 Pirita 7.0 10.1 3.2 1.5 0.0 1.5 3.0 4.8 9.6 21.6 87.7 206.3 187.5 3.3 2.4 2.9 4.9 H2S 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 21.6 82.0 87.0 0.0 0.0 0.0 0.0 CO2 183.2 194.1 147.9 143.2 106.7 34.0 36.0 115.7 129.4 141.9 415.7 2903.3 565.2 42.6 49.4 64.1 48.9 1) M. Cajalbana 1; 2) M. Cajalbana 2; 3) M. Cajalbana 3; 4) M. Cajalbana 4; 5) M. Cajalbana 5; 6) M. Arroyo La Sed; 7) P. Mineros; 8) S. Mamey; 9) M. Fluoresceína; 10) Pozo P3 40 m; 11) M. Mil Cumbres Sulfuroso; 12) Pozo P4; 13) M. Rancho Mar; 14) Cueva Lechuza; 15) Cueva Mamey; 16) Cueva Ancón; 17) Cueva Canilla. Tabla 4.5.2. Transferencia de masas (mg/) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario. Proceso 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 geoquímico Halita 8.8 17.5 17.5 21.6 14.9 15.4 16.0 14.4 18.8 11.9 14.0 20.5 13.4 31.2 40.6 Calcita 103.3 154.3 154.3 138.7 225.0 98.3 125.6 131.2 126.4 182.3 137.0 131.6 168.8 177.1 200.5 Dolomita 27.4 31.3 31.3 78.6 16.7 36.6 32.0 42.0 44.3 45.8 52.0 61.9 22.8 73.4 88.8 Serpentina 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 Plagioclasa 3.7 26.4 25.0 62.0 0.0 19.2 14.7 19.2 0.0 10.1 2.1 0.0 42.3 44.1 296.7 Microclino 0.0 0.1 0.1 0.1 0.0 0.1 0.1 0.8 0.0 1.6 0.0 6.0 0.8 3.0 13.5 Pirita 0.5 3.0 3.9 0.4 1.8 5.1 6.3 13.1 3.9 3.6 3.0 2.4 9.0 16.1 58.2 H2S 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 0.0 8.1 CO2 65.6 90.9 88.6 120.7 123.7 63.8 71.5 85.1 84.6 122.8 126.4 137.1 108.0 142.3 150.2 18) M. Macagua; 19) M. Cuchillas de Sagua; 20) M. Mameyes; 21) M. Mineros; 22) M. Conuco de la Bija; 23);Resurgencia Canilla; 24) Surgencia Ancón; 25) Resurgencia Ancón 2; 26); M. Fernando; 27) M. La Curra; 28) M. Lucas 1; 29) M. Lucas 2; 30) M. Lucas 3; 31) M. Cacarajícara; 32) M. Cacarajícara Sulfuroso;

74

Patrones hidrogeoquímicos de las aguas minerales de la Sierra del Rosario A manera de resumen, en este acápite se presentan los patrones hidrogeoquímicos de las aguas minerales de la Sierra del Rosario (Figura 4.7). En general se identifican los siguientes patrones: 1. Aguas bicarbonatadas cálcicas, 5 fuentes:. M. La Pastora (271-172), M. Pedernales (271-181), Pozo Pedernales (271-181), M. Pozo Brocal (271-181), M. San Juan Sulfuroso (172-181) Todos en el yacimiento Cayajabos - Las Terrazas. 2. Aguas bicarbonatadas mixtas, 6 fuentes: M. Cacarajícara (361-172), M. Pozo Azul (163-181), M. Martín Mesa (352-181), M. Soroa (253181), M. Pozo El Sitio (53-181), Pozo P13 San Diego (361-181). En los yacimientos del mismo nombre. 3. Aguas bicarbonatadas sódicas, 2 fuentes: M. Azufre de Mil Cumbres (721-181), en el yacimiento Mil Cumbres, y Pozo P4 (811-271), en el yacimiento Bermejales. 4. Aguas bicarbonatadas cloruradas sódicas, 1 fuente: M. Rancho Mar (811-271), en el yacimiento homónimo. 5. Aguas sulfatadas cálcicas, 4 fuentes: M. Azufre de Sal y Cruz (172-127), en el yacimiento del mismo nombre, M. La Gallina (181-118), Pozo P1 (271-118) y Pozo P 17 (217-118), en el yacimiento San Diego. 6. Aguas sulfatadas bicarbonatadas cálcicas, 3 fuentes: M. El Tigre (181-127), M. El Templado (271-127), Pozp P 19 (181-127), en el yacimiento San Diego. 7. Aguas sulfatadas bicarbonatadas mixtas, 2 fuentes: M. Cueva de los Portales (361-127) y Pozo P 4 (145-195 m) San Diego (352-127), en los respectivos yacimientos. 8. Aguas sulfatadas cálcicas sódicas, 2 fuentes: Manantial M1 (271-118) y Pozo P 12 (271-118), en el yacimiento Bermejales.

75

Bicarbonatadas

181-181

811-181

1-271

451-163

721-172

811-271

532-172

Sulfatadas

181-118

271-127

172-127

361-127

271-118

Figura 4.7. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas minerales sulfuradas de la Sierra del Rosario

76

Temperatura del agua La temperatura del agua subterránea y los resultados de los análisis químicos de las muestras, cuando se relaciona con el contexto geológico, sugiere un control de la litología y de la estructura geológica sobre la composición física y química observada. La temperatura de las aguas subterráneas ha sido usada como un indicador del tipo de flujo (Toth, 1995; Carrillo-Rivera et al, 1996) lo cual ha permitido asociar las aguas subterráneas con temperaturas anormalmente altas con flujos regionales, y las bajas temperaturas con flujos de naturaleza local. La temperatura del agua depende tanto de las condiciones climáticas como geotermales. Desde la perspectiva del movimiento del agua subterránea, los sistemas cársicos en Cuba son muy dinámicos en términos de tiempo de recorrido, lo cual implica un flujo rápido y baja capacidad de almacenamiento. Esto se refleja localmente por la producción de contrastantes cambios en la temperatura estacional de este tipo de fuente (grupo 4). Se observa así temperaturas en las aguas entre 18 a 24.2 oC entre el invierno y el verano respectivamente en las aguas que drenan las calizas de la Fm. Guajaibón. Esta diferencia de temperatura es más drástica en las aguas que drenan los sedimentos de la Fm. Manacas (grupo 2), donde se han reportado valores desde 17.8 hasta 28.4 oC (Fagundo et al, 1993), lo cual sugiere un menor tiempo de residencia y de capacidad de almacenamiento que la Formación Guajaibón. Estas diferencias están soportadas por los caudales de los manantiales mayores en la Fm. Guajaibón (del orden de 50 a 450 l/s) que en la Fm. Manacas (aproximadamente de 1 l/s). Se considera que estas aguas pertenecen a flujos de naturaleza local, lo cual parece confirmarse por su posición topográfica y características geológicas. Un comportamiento similar se observa en las aguas someras que drenan los sedimentos ultrabásicos (grupo 1) y el resto de las formaciones calcáreas (grupos 5 y 6). Las que alcanzan mayores profundidades en su recorrido subterráneo presentan, por lo general, mayores temperaturas en las emergencias que las aguas subterráneas someras. Sin embargo, en las aguas que tienen un recorrido intermedio (flujos intermedios del grupo 6), no se distingue una dependencia marcada de la temperatura con la profundidad, por lo que es más útil utilizar la temperatura media de los meses más fríos en Cuba (noviembre-marzo) que la temperatura absoluta para inferir el carácter más profundo del agua (Fagundo et al, 1997).

Variación de la composición químico física de las aguas con la profundidad La mineralización de las aguas en las emergencias depende del tipo de litología drenada, del tiempo de recorrido subterráneo del flujo, de la profundidad que alcanza el mismo, del contenido de CO2 disponible en la zona el suelo, de las condiciones en que el mismo es tomado por las aguas procedentes de las precipitaciones durante su infiltración (condiciones de sistema cerrado, abierto o mixto) y del aporte de otras fuentes, tales como los procesos de oxidación de sulfuros. Por lo general las aguas subterráneas en las emergencias pierden parte de los gases disueltos que poseen y experimentan cambios de pH y potencial redox, por lo que son posibles procesos de recombinación iónica que originan precipitación de minerales y disminución del contenido de iones disueltos. En la tabla 4.1.16 del anexo, se muestra cómo varía la temperatura y algunos contenidos iónicos en el pozo P 1, perforado en las cercanías del balneario de los San Diego de los Baños (Peláez et al, 1990). En general, se experimenta un incremento tanto de la temperatura, como de los contenidos iónicos y gases disueltos a medida que las aguas son tomadas a mayor profundidad, mientras que el pH tiende a ser más ácido.

77

Los manantiales que emergen en el sistema hidrotermal San Diego de los Baños - Los Bermejales poseen además apreciables contenidos de Cl, F, Li, Sr y Rn (Tabla 4.6), lo cual sugiere que corresponden a flujos de largo y más profundo recorrido subterráneo, mayor en las aguas que emergen por San Diego de los Baños que las que lo hacen por Los Bermejales. Esta apreciación es coherente con los resultados obtenidos usando geotermómetros químicos (Fagundo et al, 2001). Tabla 4.6. Parámetros químico físicos de los principales manantiales y pozos del sector Hidrogeológico San Diego de los Baños - Los Bermejales. No 1 2 3 4

T (oC) 31.5 34.5 37.4 45.8

CO2 (mg/l) 44.9 46.2 46.2 39.3

H2S (mg/l) 46.8 9.5 17.3 27.8

SiO2 (mg/l) 24.8 19.1 22.6 18.4

TSS (mg/l) 2451 1527 2120 1712

Cl(mg/l) 34.9 33.5 40.5 43.6

F (mg/l)

Li (mg/l)

Sr (mg/l)

1.1 1.1

0.013 0.022

1.49 2.38

Rn (nC/l) 0.23 1.04 1.25 1.25

1) Manantial M1, 2) Manantial El Templado, 3) Manantial La Gallina, 4) Pozo 1.

EVOLUCIÓN DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS AGUAS DEL SISTEMA DE FLUJOS En este acápite se aplican los modelos de regresión y correlación lineales para establecer líneas de flujo de aguas subterráneas a partir de las precipitaciones. Partiendo de la composición química de las lluvias locales y tomando en consideración los grupos definidos anteriormente sobre la base de sus propiedades químico-físicas y su relación con las características litológicas y estructurales del medio drenado, se pueden establecer 7 líneas de flujo: 1. Lluvia – Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos compuestos de esquistos y areniscas de la Fm. Mancas. 2. Lluvia – Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos constituidos por rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica. 3. Lluvia – Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos carbonatados de la Fm. Guajaibón. 4. Lluvia – Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos carbonatados de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara. 5. Lluvia – Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos de diferente constitución (mezclas): calizas, esquistos y areniscas y rocas ultrabásicas. 6. Lluvia – Flujos locales e intermedios que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano. 7. Lluvia – Flujos locales, intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa y en su trayectoria final interactúan con rocas ultrabásicas (Asociación Ofiolítica) y esquistos y areniscas (Fm. San Cayetano). Para determinar si las variables presentan correlaciones significativas entre sí, debe cumplirse la premisa de que el valor de la t crítica debe ser superior a la t de Student para una nivel de probabilidad. Así la correlación es altamente significativa si t > t0.995 y significativa, si t > t0.95. La t crítica se calcula mediante la expresión: t=

r N −2 1− r2

(4.14)

78

Donde: N es el número de muestras y r el coeficiente de correlación. Despejando r en la expresión anterior, se determina el valor mínimo que debe tener el coeficiente de correlación para considerar su grado de significación: r=

t2 (4.15) t 2 + ( N − 2)

La primera línea de flujo de lugar a aguas frías del tipo bicarbonatadas cálcicas sódicas desde mediana a moderada mineralización en dependencia de la naturaleza del flujo. La relación entre sus iones y el TDS puede ser evaluada a partir de la matriz de correlación de los datos conjuntos del grupo 1 y la lluvia (Tabla 4.7.1). Para N = 40, son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.401. Las correlaciones más significativas (r > 0.84) se obtienen entre HCO3-, Ca2+, Mg 2+, Na+ y SST, y las menos significativas se obtienen con la temperatura (T). Tabla 4.7.1. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Manacas (grupo 2). N = 40 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl 0.12 1

HCO3 -0.07 0.84 1

SO4 0.01 0.29 0.38 1

Ca -0.05 0.83 0.96 0.83 1

Mg -0.10 0.79 0.84 0.22 0.72 1

Na 0.07 0.79 0.91 0.51 0.86 0.71 1

TDS -0.06 0.85 0.92 0.44 0.97 0.83 0.92 1

La segunda línea de flujo que da lugar a aguas del tipo bicarbonatadas magnesianas frías. Sus componentes químicos están relacionados entre sí tal como se muestra en la tabla 4.7.2. ). Para N = 21, son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.549. Las correlaciones más significativas (r > 0.89) en este caso son entre HCO3-, Cl-, Mg 2+ y SST y no se obtienen buenas correlaciones con T. Tabla 4.7.2. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Asociación Ofiolítica (grupo 1). N = 21 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl 0.36 1

HCO3 0.31 0.90 1

SO4 0.05 0.15 0.32 1

Ca -0.15 -0.00 -0.02 0.10 1

Mg 0.37 0.92 0.99 0.33 -0.07 1

Na -0.01 0.98 0.48 0.73 0.40 0.42 1

TDS 0.30 0.89 1.00 0.39 0.00 0.99 0.53 1

La tercera línea de flujo rinde aguas del tipo bicarbonatadas cálcicas frías. La matriz de correlación de datos que se presenta en la tabla 6.7.3, indica que HCO3-, Ca2+ y SST correlacionan bien entre sí (r > 0.90; para N = 133 son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.226), mientras que, al igual que en los casos anteriores, son malas las correlaciones con T. La cuarta línea de flujo, que da lugar también a aguas del tipo HCO3-Ca, puede ser también caracterizada a partir de la correspondiente matriz de correlación de datos (Tabla 4.7.4). Para N = 14, son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.708. Las correlaciones más significativas (r > 0.90) se obtienen entre HCO3-, Ca2+, Mg 2+, Na+, SST y SO42- y Na+ y Cl-. A pesar 79

de que las correlaciones con T no son significativas, sí se obtienen buenas correlaciones si sólo se toman las temperaturas de los meses más fríos (desde noviembre a marzo). En este caso correlacionan significativamente con la temperatura (r = 0.93, N = 7): Cl-, Ca2+, Mg 2+ y SST. Estos resultados indican que las aguas que emergen por los manantiales relacionados con la Fm. Cacarajícara, corresponden al drenaje más profundo del sistema kárstico de Sierra Azul. Si también se incluyen en la matriz los datos de las temperaturas (meses más fríos) de las aguas del grupo 3, se obtiene un resultado similar al anterior, por lo que pudiera inferirse que parte de las aguas que drenan el macizo del Pan de Guajaibón también aportan al drenaje profundo del sistema Sierra Azul. Tabla 4.7.3. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Guajaibón (grupo 4). N = 133 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl -0.07 1

HCO3 0.03 0.41 1

SO4 0.11 0.06 0.15 1

Ca 0.00 0.48 0.92 0.23 1

Mg 0.04 0.21 0.44 0.06 0.22 1

Na 0.09 0.23 0.52 0.46 0.33 0.11 1

TDS 0.04 0.47 0.98 0.31 0.93 0.40 0.58 1

Tabla 4.7.4. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Sierra Azul-Fm. Cacarajícara (grupo 5). N = 12 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl 0.31 1

HCO3 0.28 0.96 1

SO4 0.31 0.62 0.68 1

Ca 0.27 0.95 1.00 0.68 1

Mg 0.31 0.95 0.95 0.68 0.94 1

Na 0.34 0.79 0.82 0.92 0.81 0.77 1

TDS 0.29 0.96 1.00 0.73 1.00 0.77 0.85 1

La quinta línea de flujo que da lugar a aguas bicarbonatadas mixtas ligeramente templadas (Ca>Na – HCO3; Ca>Na – HCO3; Ca>Mg>Na – HCO3) es caracterizada mediante la matriz de correlación de datos que aparece en la tabla 4.7.5. Para N = 14, son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.662. La correlación más significativa (r > 0.90) se obtiene entre HCO3-, Ca2+, Mg 2+, Na+ y TDS. Con respecto a la temperatura, correlacionan en forma altamente significativa (r > 0.67, N = 11) el ion HCO3- y de manera significativa (r > 0.60, N = 11), los iones Cl, Na+, Ca2+, Mg 2+ y el SST, lo cual es indicativo del carácter controlador de la profundidad en este tipo de agua.

80

Tabla 4.7.5. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Mezcla de litologías (grupo 6). N = 14 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl 0.60 1

HCO3 0.67 0.50 1

SO4 0.13 0.50 0.23 1

Ca 0.63 0.73 0.89 0.55 1

Mg 0.58 0.46 0.97 0.19 0.81 1

Na 0.60 0.54 0.96 0.39 0.88 0.92 1

TDS 0.63 0.60 1.98 0.39 1.94 0.95 0.98 1

La sexta línea de flujo rinde aguas del tipo bicarbonatadas sódicas. Para N = 17, son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.606. Las correlaciones más significativas (r > 0.90) se obtienen entre HCO3-, Cl-, Mg 2+, Na+ y SST (Tabla 4.7.6). Con respecto a la temperatura la mayor correlación (r>0.76, N = 14) se obtiene con el Na+, aunque si se consideran sólo las temperaturas de los meses más fríos, se obtienen buenas correlaciones (N > 0.84, N = 7) además con Cl-, HCO3, SO42- y SST. Estas aguas alcanzan relativamente altas temperaturas con la profundidad, donde se disuelven mayores proporciones Cl-, Na+ y SiO2. Tabla 4.7.6. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. San Cayetano (grupo 3). N = 17 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl 0.60 1

HCO3 0.67 0.91 1

SO4 0.62 0.42 0.67 1

Ca 0.22 0.76 0.74 0.43 1

Mg 0.43 0.82 0.92 0.58 0.82 1

Na 0.76 0.90 0.98 0.72 0.65 0.85 1

TDS 0.69 0.91 1.00 0.71 0.74 0.90 0.99 1

La séptima línea de flujo da lugar en su recorrido subterráneo a aguas de los tipos Ca – HCO3, Ca – HCO· sulfhídrica, Ca – SO4 > HCO3, Ca – SO4 y Ca > Na – SO4. Para N = 159, son altamente significativas las correlaciones con un r > 0.206. La matriz de correlación de datos correspondiente (Tabla 4.7.7) muestra que las mayores correlaciones (r > 0.90) se obtienen entre SO42-, Ca2+, Mg 2+ y SST, aunque también se obtienen buenas correlaciones (r > 0.80, N = 155) entre SO42-, Na+ y SST. Las correlaciones con la temperatura son altamente significativas (r > 0.80, N = 161) con SO42-, Ca2+, Mg 2+ y SST. Entre el HCO3- y el SO42- no hay buena correlación y coeficiente de correlación correspondiente tiene signo negativo, indicando que mientras el segundo ion se incrementa el primero decrece. De este comportamiento se infiere que, en esta línea de flujo, con la profundidad las aguas van pasando de bicarbonatadas cálcicas a sulfatadas cálcicas. Tabla 4.7.7. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Artemisa – Aguas termales Ca-SO4 (grupos 6 y 7). N = 161 T Cl HCO3 SO4 Ca Mg Na SST

T 1

Cl 0.41 1

HCO3 -0.47 0.13 1

SO4 0.87 0.46 -0.51 1

Ca 0.89 0.49 -0.43 0.99 1

Mg 0.85 0.52 -0.42 0.97 0.97 1

Na 0.64 0.48 -0.30 0.84 0.77 0.75 1

TDS 0.86 0.99 -0.41 0.99 0.99 0.97 0.85 1

81

Del análisis global de los resultados puede establecerse que la relación entre el ion Ca2+ y el SST puede ser utilizada como indicador de la evolución de las aguas estudiadas a través de las diferentes líneas de flujo, desde las partes más someras de los diferentes tipos de acuíferos hasta las partes más profundas (donde son mayores la temperatura y el contenido gases y de iones disueltos). En la figura 4.8 se muestran las correspondientes tendencias. Como puede apreciarse, la mayor contribución del ion calcio a la mineralización total del agua ocurre en la línea de flujo 7 (Lluvia - Fm. Artemisa – Ofiolitas - Fm. San Cayetano) y va disminuyendo esta contribución en el siguiente orden de líneas de flujos: 3 (Lluvia - Fm. Guajaibón), 4 (Lluvia - Fm. Sierra Azul Fm. Cacarajícara), 1 (Lluvia - Fm. Manacas), 5 (Lluvia - Mezcla), 6 (Lluvia - Fm. San Cayetano) y 2 Lluvia - (Asociación Ofiolítica). A partir de los resultados obtenidos se puede establecer el modelo de evolución química de las aguas que se muestra en la figura 4.9. Como puede observarse en esta figura, en todos los casos se aprecia un aumento progresivo de los parámetros químico-físicos (T, H2S, Cl-, SO42-, Ca2+, Mg 2+ y Na) desde las lluvias hasta los miembros finales de cada formación rocosa, a través de las líneas que conectan los flujos locales, intermedios y regionales correspondientes.

900 y = 0.2516x + 0.4068 R2 = 0.9251

800 700

y = 0.2074x - 6.1416 R2 = 0.9803

Ca2+ (mg/L)

600

y = 0.1881x + 0.0363 R2 = 0.8722

500 y = 0.1381x - 3.3082 R2 = 0.916

400

y = 0.0969x + 8.2301 R2 = 0.8611

300 200

y = 0.0312x - 3.1515 R2 = 0.5236

100

y = 3E-05x + 2.4761 R2 = 1E-05

0 0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

TDS

Figura 4.8. Relación de la concentración del calcio con el TDS, para las aguas de la Sierra del Rosario

82

Rainwater L. F. Manacas Fm. ← ← ← / T H2S Cl SO4 Ca Mg Na → L. F. Guajaibón Fm. (caves) / 22 0 5.7 0 0.8 0.4 4.8 T H2S Cl SO4 Ca Mg T H2S Cl SO4 Ca Mg Na 24 0 12 3 16 4 16 / ↓ ↓ 22 0 17 5 47 4 ↓ / ↓ L. F. Manacas Fm. / L. F. Ophiolitic Association ↓ L. F. Guajaibón Fm. (springs) → (karstic emergence) / T H2S Cl SO4 Ca Mg Na T H2S Cl SO4 Ca Mg Na T H2S Cl SO4 Ca Mg Na Mg Na 23 0 21 8 54 11 39 / 23 0 16 5 3 44 13 ↓ 22 0 15 3 69 7 15 5 15 / ↓ ↓ / I. F. Mixed lithology ↓ L. F. Sierra Azul Fm. (springs) → Cacarajícara Fm. T H2S Cl SO4 Ca Mg Na / T H2S Cl SO4 Ca Mg Na Mg Na / 27 67 114 83 30 17 32 ↓ 23 0 20 17 79 9 19 12 73 ∠ ↓ L. F. San Cayetano Fm. L. F. Artemisa Fm. (springs and karstic emergence) T H2S Cl SO4 Ca Mg Na T H2S Cl SO4 Ca Mg Na 25 0 18 34 93 7 25 23 0 18 34 93 6 25 ↓ ↓ I. F. Fm. San Cayetano Fm. I. F. Artemisa Fm. (Springs and wells) T H2S Cl SO4 Ca Mg Na T H2S Cl SO4 Ca Mg Na 28 132 24 40 84 30 62 25 10 37 51 111 13 33 ↓ R. F. Artemisa Fm. (Springs and wells) T H2S Cl SO4 Ca Mg Na 40 24 38 1344 468 52 127

Na 10 ↓ L. F. Guajaibón Fm. T

H2S Cl

SO4 Ca

23

0

10

15

56

↓ I. F. Sierra Azul T

H2S Cl

SO4 Ca

26

9

115 101

30

Figura 4.9. Sistema de flujos de la Sierra del Rosario (temperatura en oC; concentraciones iónicas aproximadas en mg/l).

83

VARIACIÓN TEMPORAL DE LA TEMPERATURA Y LACOMPOSICIÓN QUÍMICA DEL AGUA Análisis de series cronológicas Un método apropiado para estudiar la fluctuación estacional de la temperatura consiste en tomar el valor del coeficiente de variación de la misma, el cual es más pequeño en aquellas aguas que alcanzan mayores profundidades y por tanto se encuentran menos sometidas a la acción del ciclo hidrológico. Las aguas más someras por el contrario, poseen mayor fluctuación estacional de su temperatura, lo cual se refleja en un mayor valor del coeficiente de variación de la temperatura. En los países de clima tropical, la determinación del coeficiente de variación de la temperatura invernal. Las aguas minerales poseen una composición química estable, al igual que la temperatura, el caudal y la microflora presente (Armijo y San Martín, 1944a), lo cual se manifiesta por los cambios poco apreciables de los principales componentes del agua ante el efecto del ciclo hidrológico. El requisito de estabilidad de la composición química se expresa en las normas de aguas minerales (NC 93-01-218, 1995) para distinguirlas de las aguas naturales ordinarias. Otras aguas subterráneas también pueden tener un quimismo estable, tal como se ha reportado para las aguas cársicas que circulan a través de sistemas porosos mediante flujos difusos (Shuster y White, 1971). Para diferenciar aguas de diferentes tipo, Fagundo y Cols. (1979) han utilizado la desviación estándar y el coeficiente de variación de la mineralización en términos de Total de Sólidos Solubles (SST), dureza o conductividad eléctrica (CE), así como el contenido de algunos componentes; Cl-, SO42-, H2S, CO2, etc. En este acápite se estudiará la variabilidad de la temperatura y de la composición química a partir de los coeficientes de variación de SST y otras variables hidroquímicas (fundamentalmente, aquellos macroconstituyentes que poseen una concentración superior a 20 % de meq/l y ocasionalmente el H2S). El coeficiente de variación de un componente i (CVi) se define como el cociente de la desviación estándar (s) entre la media aritmética (X) expresada en tanto por ciento:

s CV = *100 % (4.16) i X Desafortunadamente, no todos los sitios estudiados poseen suficientes datos hidroquímicos, correspondientes a muestreos sistemáticos durante uno o más años hidrológicos, por lo que se decidió tomar en cuenta sólo aquellos sitios donde el número de muestras fuera suficientemente representativo. En la tabla 4.8 se presentan los valores del coeficiente de variación de la temperatura y el SST, mientras que en las figuras 4.10.1-4.10.5 del anexo se muestran las series temporales de las principales variables hidroquímicas que caracterizan las aguas del arroyo Sumidero, de las surgencias Canilla y Ancón, y del manantial Mil Cumbres.

84

Tabla 4.8. Indicadores de la variación estacional de la temperatura y de los sólidos solubles totales en las aguas de la Sierra del Rosario. No 1 2 3 4 5

Grupo 2 4 4 6 7

N 28 39 38 18 30

T 23.3 22.6 22.7 22.7 45.8

CVT 9.0 1.9 1.1 0.9 0.5

SST 407 271 305 438 2811

CVSST 26.4 14.0 13.1 7.7 3.2

1) Sumidero Mamey 1; 2) Surgencia Ancón, 3) Resurgencia Canilla; 4) Manantial Mil Cumbres; 5) Pozo P 1. T: Temperatura media anual (oC); SST: valor medio de los sólidos solubles totales (mg/l); C.V.: coeficiente de variación (%).

Del análisis de la tala 4.8 se concluye que, de las aguas estudiadas, las de tipo superficial poseen un coeficiente de variación alto de temperatura (9.0 %) y de los sólidos solubles totales (26.4 %). En las aguas subterráneas cársicas este estadígrafo varía entre 0.9 a 1.9 % para la temperatura 7.7 y 14.0 % para el SST. En la muestra representativa de agua mineral, las variaciones son de 0.5 % y 3.2 % respectivamente. Otros de los trabajos que se realizan durante el proceso de caracterización y evaluación de los yacimientos de aguas minerales es el de estudiar la variación de la composición química por efecto de la explotación continua. Siempre que esta explotación no sobrepase el caudal de extracción permisible (Moreno, 1999), la composición del agua mineral no debe cambiar. En la figura 4.10.6 del anexo, se muestra el efecto de explotación del Pozo P1 sobre la composición de varias variables (temperatura, sulfhídrico, TSS y contenidos de calcio y sulfato). Estos resultados, obtenidos a partir de los datos reportados por Peláez et al (1990), muestran que los coeficientes de variación correspondientes son de 0.3 % para la temperatura, 6.0 % para el H2S, 2.3 % para el SST, 2.8 % para el sulfato y 2.7 % para el calcio. Excluyendo el sulfhídrico debido a que es un gas y su captación y determinación tienden a incrementar en nivel de error, la fluctuación durante el tiempo de bombeo continuo del resto de las variables en su conjunto, oscila ente 0.3 y 2.8 %. Estos resultados son coherentes con el carácter profundo del flujo. ANÁLISIS DE REGRESIÓN Y CORRELACIÓN LINEALES Matrices de correlación y líneas de regresión Aunque un análisis de regresión y correlación lineal fue realizado con anterioridad para estimar las líneas de flujos, su objetivo en este acápite es otro, se trata aquí de encontrar las correlaciones entre las variables con el objetivo de estimar la composición química de las aguas de las principales fuentes mediante el empleo expresiones que relacionan unas variables en función de otras de más fácil medición como la conductividad eléctrica. En la figura 4.11.1 (Anexo) se muestra la matriz de correlación de las aguas asociadas a la Asociación Ofiolítica, las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como la relación Mg 2+ vs. HCO3-. En este caso, son altamente significativas las correlaciones en que r > 0.606 (CE, HCO3-, Mg 2+, CaCO3 y TSS entre sí; SO42- con Na+). En dicha figura se muestran también las ecuaciones de las correspondientes líneas de regresión. En la figura 4.11.2 (Anexo) aparece la matriz de correlación correspondiente a las aguas que drenan los sedimentos de la Fm. Manacas, las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como la relación Ca 2+ vs. HCO3-. Las correlaciones altamente significativas (r > 0.430) son: CE con todas las variables excepto SO42-, el cual correlaciona con 85

Na+). En dicha figura se muestran también las ecuaciones de las correspondientes líneas de regresión. En la figura 4.11.3 (Anexo) se presenta la matriz de correlación correspondiente a las aguas que drenan los sedimentos de la Fm. San Cayetano, las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como las relaciones Na+ vs. HCO3- y Na+ vs TSS. Las correlaciones altamente significativas (r > 0.823) son: CE con HCO3-, Cl- y TSS; HCO3- con Cl-, Na+ y TSS; Ca2+y Mg 2+ con CaCO3. En la figura 4.11.4 (Anexo) se expone la matriz de correlación de las aguas que discurren por carbonatos de la Fm. Guajaibón, las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como la relación Ca 2+ vs. HCO3-. Las correlaciones altamente significativas (r > 0.230) son: CE con todas las variables, siendo más significativas con HCO3-, Ca 2+ y TSS). En dicha figura se muestran también las ecuaciones de las correspondientes líneas de regresión. En la figura 4.11.5 (Anexo) se muestra la matriz de correlación de las aguas que discurren por sedimentos de las formaciones Sierra Azul, Lucas y Cacarajícara, las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como la relación Na+ vs. HCO3-. Las correlaciones altamente significativas (r > 835) son: CE con HCO3-, Ca2+, CaCO3 y TSS: Na+ con TSS. En dicha figura se muestran también las ecuaciones de las correspondientes líneas de regresión. En la figura 4.11.6 (Anexo) se expone la matriz de correlación de las aguas que discurren por carbonatos de la Fm. Artemisa (flujos locales e intermedios, excluyendo las aguas que interactuan con otras litologías), las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como la relación Na+ con HCO3-. Las correlaciones altamente significativas (r > 0.301) son: CE con todas las variables, siendo más significativas con HCO3-, Ca 2+, CaCO3 y TSS). En dicha figura se muestran también las ecuaciones de las correspondientes líneas de regresión. En la figura 4.11.7 (Anexo) se presenta la matriz de correlación de las aguas que discurren por carbonatos de la Fm. Artemisa (flujos intermedios y de carácter más regional y profundo, incluyendo las aguas que interactuan con otras litologías), las líneas de regresión de las variables que poseen mayor correlación con la CE; así como la relación Na+ con TSS. Las correlaciones altamente significativas (r > 0.301) son: CE con todas las variables, siendo más significativas con HCO3-, Ca 2+ , CaCO3 y TSS). En dicha figura se muestran también las ecuaciones de las correspondientes líneas de regresión. Se debe destacar que, con un coeficiente de correlación significativo, aunque relativamente bajo (r = 0.59), existe una correlación inversa entre los ines bicarbonato y el sulfato, lo cual indica que el origen de estos últimos iones se produce con consumo de los primeros. Este comportamiento es predecible a partir del proceso de formación de sulfato mediante la reacción: 2 FeS2 + 7 O2 + 8 HCO3- = 2 Fe(OH)2 + 4 SO42- + 8 CO2 + 2 H2O Pirita Hematita Estimación de la composición química de las aguas mediante mediciones de conductividad eléctrica y la aplicación de modelos de correlación matemática La conductividad eléctrica es uno de los parámetros más frecuentemente empleado para el control de la calidad de las aguas. (Miller et al, 1988) La misma correlaciona con la sumatoria de la concentración de los iones mayoritarios disueltos en aguas, y a menudo, con la concentración de algún simple ion (Hem, 1970). También han sido encontradas relaciones empíricas entre la conductividad eléctrica y una serie de parámetros químico-físicos característicos de las aguas naturales: mineralización en términos de residuo seco, (Markowicz y Pulina, 1970, Bakalowicz, 1974) de sólidos solubles totales, (Keith Todd, 1957) suma de aniones y cationes, (Miles y Yost, 1982) salinidad, (Gutiérrez et al, 1974) fuerza iónica, (Shuster y White, 1965; Hem, 1970) dureza, 86

(Bray, 1977), etc. Sin embargo, según Hem (1970) debido a las variaciones de composición, no existe una relación estrecha entre la conductividad eléctrica y el residuo seco o contenido iónico. Con respecto a la concentración iónica, sólo se ha encontrado correlaciones altamente significativas con los iones más abundantes (Drake y Ford, 1974), lo que ha limitado aparentemente el uso de ecuaciones de regresión en el control de la calidad de las aguas en forma extensiva. El uso de relaciones matemáticas entre la concentración iónica y la conductividad eléctrica de las aguas kársticas, se ha propuesto sobre la base de un modelo de adquisición de la composición química, similar al que ocurre en un reactor de laboratorio donde se hace pasar una corriente de CO2 a un agua y se coloca un mineral carbonatado (Fagundo, 1985; 1990; Fagundo y Pajón, 1985; Fagundo et al, 1992). Según los experimentos cinéticos realizados, la variación en el tiempo del CO2, las concentreciones de los iones involucrados en los equilibrios químicos de los carbonatos y de la conductividad électrica (CE) puede expresarse mediante las siguientes ecuaciones: (CO2)t = (CO2)0

(sistema abierto) (4.17) -kt

(sistema cerrado) (4.18) (CO2)t = (CO2)0 e n -kt C = Ceq(1 -e ) (sistemas abierto y cerrado) (4.19) En este proceso cinético, la velocidad de disolución del mineral depende de la litología, esto es, de la composición de dicho mineral en la roca. La concentración de los principales iones que resultan de este proceso se incrementa en el tiempo, siguiendo una función exponencial. Una función matemática similar presenta la conductividad eléctrica. En todos los casos, el pH, la CE y las concentraciones de HCO3-, Ca2+ y Mg2+; así como la dureza (CaCO3) van creciendo hasta alcanzar las condiciones de equilibrio químico. En el transcurso del tiempo, el contenido de CO2 es constante si el experimento es llevado a cabo en condiciones de sistema abierto respecto al CO2, mientras que va decreciendo con el tiempo si ésta es conducida en condiciones de sistema cerrado. Por otra parte, la conductividad eléctrica es aproximadamente igual a la suma del producto de la concentración de cada ion presente en el sistema por su conductividad específica (Miller et al, 1988) según la siguiente ecuación: n CEt = ∑ (∝i Ci Si )f / Cer (4.20) i=1 Donde, CEt es la conductividad eléctrica teórica; CEr; la conductividad eléctrica real; Ci es la concentración de los iones disueltos; Si: es la conductividad específica equivalente de cada ion, y f es el exponente empírico que depende de la concentración y tipo de agua. Por tanto, el valor de CEr dependerá en cada momento de la concentración de los iones HCO3-, Ca2+ y Mg2+ disueltos en el proceso cinético; así como en menor medida, de los iones adquiridos de la atmósfera o en el suelo tales como Cl-, SO42- y Na+. El hecho de que la variación en el tiempo de la CE y de los iones presentes en el sistema de equilibrio de los carbonatos, esté regida por las ecuaciones de tipo exponencial anterior, donde k y n toman valores semejantes para cada especie iónica y para la CE, hace que las relaciones entre la concentración de cada ion y la conductividad se ajusten a ecuaciones lineales que pasan por el origen de coordenadas. Así, si se grafica la variación entre la concentración de cada ion y la conductividad eléctrica se obtiene una línea recta que pasa por el origen de coordenadas, cuya pendiente depende de la litología (Fagundo, 1990). En el caso de las aguas naturales, a pesar de que las mismas adquieren su composición química mediante un proceso complejo donde intervienen diferentes factores (geológicos, hidrogeológicos, climáticos, ambientales, etc), en un sitio determinado o área con cierta homogeneidad, muchos de éstos se hacen constantes y en esas condiciones la composición química absoluta del agua varía 87

dentro de cierto rango, como consecuencia del régimen de lluvia: en los períodos lluviosos la mineralización es más pequeña que en los períodos secos. Sin embargo, la composición química relativa varía poco, las aguas en todo momento mantienen su tipo y poseen por, lo general, un mismo patrón hidrogeoquímico, tal como se ilustra en la figura 4.12 del anexo. Por esa razón existen las relaciones matemáticas entre la concentración iónica y la conductividad eléctrica presenta una regularidad similar a la que se obtiene en el laboratorio con una roca procedente del acuífero, esto es, las variables hidroquímicas de mayor contenido tienden a ajustar significativamente con la consuctividad eléctrica mediante un modelo lineal con intercepto cero. Con el objetivo de obtener los modelos de correlación matemática de los sitios muestreados en la Sierra del Rosario, se tomaron datos hidroquímicos de un determinado período 1984-1987 en cada sitio de muestreo, mientras que para la validación de tales modelos se utilizaron datos de otro período. Los datos hidroquímicos fueron procesados mediante el sistema informático SAMA (Álvarez et al, 1990), el cual establece la similitud ente los datos reales y los obtenidos por modelación matemática a partir del índice de similitud (IS) definido por: n IS = ∑ ( R1 ⋅ R2) (4.21) i=1 donde: R1 = C ir /C im; Cir: Concentración iónica real; C im: Concentración iónica obtenida por modelación. n R2 = C ir / ∑ (Cir) (4.22) i=1 En la tabla 4.9.1 se presentan los resultados de la modelación de los sitios muestreados en forma sistemática en la Sierra del Rosario. En general, se encontró que los datos hidroquímicos ajustaron de manera altamente significativa (mediante ecuaciones lineales que pasan por el origen de coordenadas) con los iones de mayor concentración, y aunque para iones de menos concentrados, en algunos casos, estas correlaciones no eran significativas, en todos los sitios muestreados se obtuvieron valores de IS superiores al 89 %).

88

Tabla 4.9.1. Resultados de la modelación mediante ecuaciones lineales (con intercepto cero) de fuentes de aguas seleccionadas de la Sierra del Rosario. No 1 2 3 4 5 6 7 8 9

Modelacion N 6 24 32 28 7 14 10 9 19

Periodo 84-87 84-87 84-88 84-88 85-87 84-87 77-89 77-89 88-89

Validación N 7 4 7 10 3 4 2 2 8

Periodo 88-89 88-89 89-89 89-89 88-89 88-89 98-99 98-99 89-89

HCO3-

Cl

-

SO42-

Ca2+

Mg2+

Na+ + K+

IS

0.00997 0.01013 0.00977 0.00995 0.00860 0.00906 0,00340 0,00183 0,00124

0.00110 0.00132 0.00135 0.00118 0.00960 0.00095 0,00065 0,00050 0,00047

0.00058 0.00350 0.00058 0.00064 0.00150 0.00162 0,01025 0,01257 0,01294

0.00031 0.00594 0.00809 0.00879 0.00796 0.00882 0,01028 0,01134 0,01017

0.00997 0.00195 0.00147 0.00116 0.00135 0.00087 0,00179 0,00207 0.00186

0.00199 0.003936 0.00210 0.00182 0.00216 0.00194 0,00221 0,00161 0,00263

0.910 0.896 0.916 0.899 0.928 0.885 0.933 0.944 0.968

1) A. Cajalbana, 2) Sumidero Mamey, 3) Resurgencia Canilla, 4) Surgencia Ancón, 5) Resurgencia Ancón 2, 6) Manantial Mil Cumbres, 7) Manantial El Templado, 8) Manantial La Gallina, 9) Pozo P-1. Estos resultados demuestran que la litología controla el modo de adquisición de la composición química de las aguas estudiadas, por lo que es posible agrupar todos los datos para el procesamiento matemático. Por tanto, mediante un simple juego de ecuaciones (Tabla 4.9.2), es posible estimar la composición química de estas aguas a partir de simples mediciones en el campo de conductividad eléctrica. En este caso, la similitud encontrada varía entre 82 y 90 %. Tabla 4.9.2. Resultados de la modelación mediante ecuaciones lineales (con intercepto cero) de fuentes de aguas de la Sierra del Rosario agrupadas por la Fm. Geológica correspondiente. No N Periodo HCO3SO42Ca2+ Mg2+ Na+ + K+ IS Cl 1

17

84-89

0.01057

0.0012 0.0005 0.0007 0.0099 0.00189 0.899 6 3 6 9 2 36 84-89 0.01100 0.0012 0.0039 0.0059 0.0019 0.00382 0.888 9 0 3 4 3 12 86-00 0.00930 0.0026 0.0014 0.0013 0.0010 0.01094 0.869 8 0 7 7 4 129 84-89 0.00972 0.0012 0.0005 0.0084 0.0013 0.00181 0.895 7 4 0 1 5 8 88-00 0.00918 0.0012 0.0013 0.0078 0.0014 0.00235 0.870 2 0 6 8 6 77 85-00 0.00981 0.0012 0.0010 0.0079 0.0017 0.00232 0.858 3 4 4 7 7 10 86-00 0.01057 0.0007 0.0005 0.0046 0.0033 0.00388 0.820 7 4 4 6 8 90 87-89 0.00170 0.0047 0.0124 0.0101 0.0018 0.00252 0.884 6 0 7 9 1) Asociación Ofiolítica, 2) Fm. Manacas, 3) Fm. San Cayetano, 4) Fm. Guajaibón, 5) Fms. Sierra Azul, Lucas, Cacarajícara, 6) Fm. Artemisa (FL y FI), 7) Fm. Artemisa (mezcla de litologías), 8) Fm. Artemisa (FR y drenaje profundo). Caracterización de los grupos de agua mediante análisis de ”cluster” y análisis factorial Los métodos de estadística multivariada fueron utilizados en este trabajo con el objetivo de agrupar las facies hidroquímicas, del sector San Diego de los Baños - Los Bermejales (expresadas en términos de patrones hidrogeoquímicos), y estimar la relación entre estas y la geología local. La 89

aplicación de estos métodos en la caracterización de todo el sistema de flujos de la Sierra del Rosario, será objeto de un estudio posterior. En la figura 4.14.1 se presentan los resultados de la clasificación mediante análisis de cluster, realizada mediante el método de unión simple, utilizándose como medida de similitud, la distancia euclidiana. Se aprecian fundamentalmente dos grupos. El primer grupo numérico está formado por las variables Temperatura, SO42-, Ca2+y H2SiO3, lo cual indica el aporte del ambiente de las aguas minerales del tipo sulfatadas cálcicas. El segundo grupo está asociado a las variables pH, HCO3-, CO32-, Cl-, TSS, Mg2+, CO2 y Na++K+, lo cual es indicativo de la influencia tanto del acuífero cársico somero desarrollado en la Formación Artemisa (aguas bicarbonatadas cálcicas), como del medio no cársico representado por las areniscas y esquistos de la Formación San Cayetano (aguas bicarbonatadas sódicas). En el dendrograma correspondiente a la clasificación de los casos (Figura 4.14.2), se observan tres grupos separados entre sí a un nivel de similitud muy bajo, en los cuales se encuentran agrupadas las aguas de los manantiales El Tigre, El Templado, P19 y La Gallina (aguas sulfatadas bicarbonatadas cálcicas y sulfatadas cálcicas); los manantiales de Bermejales junto dos muestras del pozo 1, una del pozo 4 y otra del pozo 12 (aguas sulfatadas cálcicas y sulfatadas cálcicas sódicas), y varias muestras correspondientes al manantial Mil Cumbre, una muestra del pozo y muestras de los pozos 2, 3, 4 y 13 (aguas bicarbonatadas cálcicas y bicarbonatadas cálcicas sódicas). Finalmente, se presentan agrupados entre sí y con una disimilitud muy acentuada con respecto a los restantes grupos, dos muestras del pozo 4 (aguas bicarbonatadas sódicas).

90

Tree Diagram for 14 Variables Single Linkage Euclidean distances TEMP SO4 CA H2SIO3 PH HCO3 CO3 CL CACO3G TSSG MG NA_K CO2 H2S 0

20

40

60

80

100

120

140

160

Linkage Distance

Figura 4.14.1. Dendograma que muestra los grupos de variable clasificadas por el método de cluster por muestra. Tree Diagram for 22 Cases Single Linkage Euclidean distances Tigre Templado P19 Gallina M1 M3 M2 M5 M4 P1/237-320 P12 P1/0-122 P4/145-195 P1/0-87 P3/40 P2/90 P3/0-19 MC P4b P13 P4/100 P4/103-206 0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

Linkage Distance

Figura 4.14.2. Dendrograma que muestra los grupos numéricos de datoa determinados por el método de cluster por datos

91

A través del análisis factorial de variables, se llega a los siguientes resultados: - Aparecen definidos 2 factores que controlan las propiedades químico-físicas de las variables analizadas y que explican el 48.4 y 24.1 % de varianza total que implica un 72.5 % de la varianza acumulada. Para el total de datos utilizados (N=22), se consideran significativos los coeficientes de correlación mayores de 0.6 entre las variables y los factores (Tabla 4.10). Así, presentan correlaciones (directas) significativas con el primer factor las variables TSS, CO2, SO42-, Ca2+, Mg2+, Temperatura, CaCO3, H2SiO3 y pH con signo negativo (en correspondencia con los equilibrios químicos), mientras que con respecto al segundo factor presentan correlaciones (inversas) significativas CO32-, HCO3-,Cl- y Na++K+ (Figura 4.14.3). Tabla 4.I0. Correlación entre los factores y las variables seleccionadas y porcentaje de varianza extraída por los factores principales. Sistema hidrotermal San Diego de los Baños - Los Bermejales. Variable T PH TSS CO2 HCO3 CO3 CL SO4 Ca Mg Na+K CACO3 H2S H2SiO3 Expl.Var Prp.Totl

Factor 1 0.670 -0.694 0.894 0.712 -0.298 -0.501 -0.051 0.939 0.959 0.899 -0.133 0.964 0.139 0.787 6.774 0.484

Factor 2 -0.333 -0.451 -0.353 0.235 -0.600 -0.784 -0.860 -0.145 0.006 -0.206 -0.857 -0.027 -0.544 -0.314 3.374 0.241

- El primer factor (F1) está relacionado con el drenaje profundo del medio cársico (calizas fétidas de la Formación Artemisa), al cual se asocian fundamentalmente las variables señaladas junto a la Temperatura. En su conjunto, estas variables son características de las aguas termominerales. - El segundo factor (F2) parece representar en la parte negativa del eje, el medio no cársico (Formación San Cayetano), al cual se asocian las variables Na++K+, Cl-, HCO3- y CO32-. La variable H2S, no relacionada con ninguno de los dos factores, puede ser interpretada a partir del aporte de las piritas y calcopiritas (polimetales) presentes en la Formación San Cayetano. En la figura 4.14.4 se muestra la posición que ocupan los datos con respecto a los dos factores principales. En general, se aprecian 3 grupos de aguas con composiciones extremas, ubicadas el primero, en la parte positiva del eje correspondiente al factor I (representado por las aguas mineromedicinales del pozo 1 (P1 237-320); el segundo situado en la parte negativa del eje correspondiente al factor II, constituido por muestras del pozo 4 (Bp4 103-206) (agua bicarbonatadas sódicas), y un tercer grupo, ubicado en la parte positiva de este mismo eje, con muestras del manantial Mil Cumbre y de los pozos 2 y 3 (Mil Cumbre, P2 90m y P3 0-90m) (aguas bicarbonatadas cálcicas). Entre estos tres grupos principales se sitúan las restantes muestras, lo cual indica contribuciones en mayor o menor proporción de los miembros extremos. Así las aguas de los manantiales El Tigre, El Templado y La Gallina se ubican entre las posiciones que ocupan las aguas sulfatadas cálcicas y bicarbonatadas cálcicas, mientras que los manantiales de Bermejales, el Pozo 12 y una 92

muestra del pozo 4 (145-195 m), las cuales se corresponden con aguas con un relativamente alto contenido de sulfato, calcio y sodio, se sitúan en un espacio intermedio entre los sitios que ocupan las aguas del tipo sulfatadas cálcicas y las aguas del tipo bicarbonatadas sódicas. Finalmente, el pozo 13 del tipo de agua bicarbonatado, cálcico, sódico, ocupa una posición entre las aguas bicarbonatadas cálcicas y las bicarbonatadas sódicas. Todos estos resultados son coherentes con los obtenidos por análisis de cluster y otros métodos empleados. Las conclusiones parciales de este análisis, son las siguientes: El análisis multivariado, específicamente los métodos del análisis factorial y análisis de cluster utilizados en el trabajo que se presenta, permite realizar una agrupación de los diferentes tipos de aguas de la Sierra del Rosario, así como de los diferentes patrones hidroquímicos característicos de la zona de estudio y la visualización de los diferentes tipos de aguas de mezclas presentes en la misma. Por una parte si se tienen en cuenta las variables físico-químicas estudiadas, se obtiene dos factores significativos: un primer factor que relaciona los parámetros físico-químicos que caracterizan a las aguas bicarbonatadas de baja mineralización (acuífero somero de la Formación Artemisa; esquistos y areniscas de la Formación San Cayetano) y un segundo factor que relaciona los parámetros físico-químicos que caracterizan a las aguas del tipo sulfatadas cálcicas (del drenaje profundo). Mediante el análisis de los casos (las aguas de los diferentes manantiales y pozos) se muestra que en la zona de estudio las facies hidroquímicas son las siguientes: bicarbonatadas cálcicas, bicarbonatadas sódicas y sulfatadas cálcicas como miembros extremos de mezcla; y bicarbonatadas cálcicas sódicas, sulfatadas bicarbonatadas cálcicas, sulfatadas cálcicas sódicas y sulfatadas bicarbonatadas cálcicas sódicas originadas por la mezcla de los diferentes porcentajes de los miembros extremos de mezcla antes mencionados.

93

Factor Loadings, Factor 1 Rotation: Unrotated Extraction: Principal factors (comm.=multiple R-square) 0.4 CO2

`

0.2 CA CACO3

Factor 2

0

SO4 MG

-0.2

TEMPH2SIO3TSS

-0.4

PH H2S

HCO3

-0.6 CO3

-0.8

NA_KCL

-1 -1

-0.6

-0.2

0.2

0.6

1

1.4

Factor 1

Fig. 4.14.3. Distribución de las variables en el plano definido por los factores I y II.

Scatterplot (SC3.STA 17v*22c) 2 MC

1

P3

P1 0P3

P2

P1

Templado Tigre

FACTOR2

P13

P12

0 P4

Gallina

M1 M3 M2 M4

145

P1

-1

-2

P4

P4 103-

-3 -2

-1.5

-1

-0.5

0

0.5

1

1.5

2

FACTOR1

Figura 4.14.4. Distribución de los datos en el plano definido por los factores I y II.

94

EVALUACIÓN DE LA CALIDAD DE LAS AGUAS Evaluación de la calidad de las aguas minerales de la Sierra del Rosario para uso

terapéutico por grupos balneológicos Las aguas mineromedicinales constituyen uno de los recursos más importantes en las curas termales por el hecho de que su acción terapéutica abarca un amplio espectro y pueden ser administradas por todas las vías: oral, tópica e inhalatoria. Esta agua, al igual que otras aguas de carácter mineral, se caracterizan por presentar estables en el tiempo, su temperatura, caudal y composición y bacteriológica, propiedades estas que lo distingue de las aguas naturales no minerales, las cuales cambian por el efecto del ciclo hidrológico. Entre las principales indicaciones terapéuticas de las aguas minerales se pueden citar: afecciones reumatológicas y del aparato locomotor, enfermedades ginecológicas, afecciones de las vías respiratorias, afecciones de la piel, afecciones odonto-estomatológicas, enfermedades neurológicas, enfermedades cardiovasculares e intoxicaciones con metales pesados (San Martín y Armijo-Castro, 1994). Tabla 4.11.1. Grupos balnelógicos correspondientes a las aguas minerales estudiadas en la Sierra del Rosario. No Grupos 1

Grupos Balneológicos

Sector

Fuentes principales

Sulfuradas sulfatadas cálcicas, fluoradas, ligeramente radónicas, hipertermales Sulfuradas sulfatadas cálcicas, fluoradas, ligeramente radónicas, mesotermales

San Diego de los Baños San Diego de los Baños

Pozo P1

3

Sulfuradas sulfatadas cálcicas, hipotermales

4 5

Sulfuradas sulfatadas mixtas, hipotermales Sulfuradas bicarbonatadas sódicas, hipotermales

Los Bermejales Sal y Cruz Cueva Portales Mil Cumbres

2

6 7

Sulfuradas bicarbonadas mixtas, hipotermales Sulfuradas cálcicas, hipotermales

Rancho Mar Los Bermejales El Sitio Las Terrazas Cayajabos

8

9

Sulfuradas mixtas, hipotermales

Cacarajícara

Aguas naturales no minerales

Pozo Azul Soroa Martín Mesa Sierra del Rosario

M. El Tigre M. El Templado M. La Gallina Manantial M1 M. Azufre Sal y Cruz M. Cueva Portales Azufre de Mil Cumbres M. Rancho Mar Pozo P 4 Pozo El Sitio M. San Juan Sulfuroso M. La Pastora M. Pedernales Pozo Pedernales Pozo Brocal M. Azufre Cacarajícara M. Pozo Azul M. Soroa M. Martín Mesa El resto

A partir de la información presentada en las tablas 4.1.1 - 4.1.16 del anexo y en la tabla 4.6 del texto, las aguas estudiadas en la Sierra del Rosario pueden clasificarse en 9 grupos balneológicos (Tabla 4.11.1), tomando en considerando tanto en cuenta tanto la composición química como la temperatura. Si esta última se excluye, los grupos balneológicos se reducirían a 6 grupos.

95

Clasificación y posible uso de las aguas por su potencial acción terapéutica Esta clasificación se basa en los componentes del agua que presentan determinadas acciones terapéuticas. En este trabajo se utilizará la clasificación que presentan Armijo-Valenzuela y San Martín (1994a), tomando en consideración además la composición química de las aguas con componentes especiales de acción terapéutica según la Norma Cubana de Agua Mineral (NC 9301-218). Sin embargo, esta clasificación y uso potencial, será objeto de estudio, sólo después que sea validado por el estudio y práctica médica. Acorde a los criterios antes mencionados, las aguas estudiadas en la Sierra del Rosario, pueden clasificarse en los siguientes grupos: 1. Aguas sulfuradas (H2S>1 mg/l) sulfatadas cálcicas, sulfatadas bicarbonatadas cálcicas, sulfatadas mixtas y sulfatadas cloruradas mixtas, con TSS>1 g/l (grupos balneológicos 1-4). 2. Aguas sulfuradas (H2S>1 mg/l) bicarbonatadas sódicas, bicarbonatadas cloruradas sódicas, con TSS>1 g/l (grupos balneológicos 5-6). 3. Aguas sulfuradas (H2S>1 mg/l) cálcicas o mixtas, con TSS < 1 g/l (grupos balneológicos 7-8). 4. Aguas no minerales bicarbonatadas (cálcicas, magnésicas y mixtas) con TSS menor de 1g/l y contenido de H2S menor de 1 mg/l (grupo balneológico 9). Las aguas del grupo 1 poseen amplias propiedades terapéuticas, siendo beneficiosas para el tratamiento de afecciones de tipo respiratorias, del sistema osteomio-articular (especialmente el reuma y la artritis), afecciones de la piel, alergias y otras. Son indicadas además para la gengibitis y otras afecciones bucales y las que hacen relativamente altos contenidos de radón como las de San Diego de los Baños, poseen además propiedades sedantes. Las aguas del grupo 2 son beneficiosas para las afecciones digestivas (por vía oral) debido a las propiedades alcalinizantes del bicarbonato de sodio. Pueden ser utilizadas también para el cultivo de microalgas del tipo Spirulina (Espinosa et al, 2000) previa concentración, ya que el medio de cultivo de dichas algas es del orden de 16 g/l de NaHCO3. Las aguas del grupo 3, presentan como agente terapéutico el ácido sulfhídrico (H2S) o el ion sulfhidrilo (HS-) en dependencia del valor de pH. A pH7.5 el segundo. El H2S es un gas y por vía de inhalación es beneficioso para las afecciones respiratorias. Junto al HS- se utiliza además para las afecciones de tipo osteomioarticulares por vía tópica (balneológica). Las aguas del grupo 4, de tipo no mineral, debido a su relativa baja mineralización, pueden ser utilizadas para el abasto a la población, previo tratamiento con cloro u otro agente bactericida. Tienen aplicación amplia en la agricultura para el regadío de los cultivos y en la acuicultura. También pueden emplearse en Balneología (Hidroterapia). En la Tabla 4.11.2 se presentan los resultados de la clasificación de las aguas estudiadas desde el punto de vista terapéutico, y su mapificación se expone en la figura 4.15.

96

Tabla 4.11.2. Tipos de agua por su potencial acción terapeútica. Tipo de agua por su acción terapéutica 1

N

Fuente 14

2 3

3 14

4

38

Manantiales: La Gallina, Bermejales M1-M5, El Tigre, El Templado, Pozos: P1, P16, P17, P18, P19. Manantiales: Rancho Mar, Mil Cumbres Sulfuroso, Pozos: P4. Manantiales: La Pastora, Pedernales, San Juan Sulfuroso, Charco Azul, Soroa, Martín Mesa, Azufre de Cacarajícara, Pozos: Pedernales, Brocal, Pozo Azul, P13, El Sitio. Manantiales: San Juan, Mil Cumbres, Batea, Cuatro Caminos, Juan Carmona, Recogedor, San Marcos, Fernando, Curra, Cuchillas de Sagua, Aguada de la Macagua, Conuco de la Bija, Cacarajícara, Lucas 1 y 2, Rancho Lucas, Cajalbana 1-6, Kíkere, Majagua, Caimito, Surgencias, Resurgencias, Arroyos y Ríos: Santa Cruz, Taco Taco, Bacunagua, Ancón, Ancón 2, Loma Vieja, Mineros, Mamey, La Sed, Fluoresceína.

Figura 4.15. Distribución de las aguas de la sierra del rosario acorde a los grupos balneológicos presentes.

97

Evaluación de la calidad de las aguas para el consumo y otros usos La calidad hidroquímica de un agua se define como su composición en función de un uso determinado y la misma está regulada por las diferentes normas. Con el objetivo de evaluar la calidad del agua estudiada en la Sierra del Rosario, para fines de abasto y recreación, fueron tomadas en consideración las siguientes normativas: 1. Norma Cubana de Agua Potable (NC. 93-02-1985). 2. Norma Cubana de Fuentes de Abastecimiento (NC. 93-11-1986). 3. Norma Cubana de Lugares de Baño en costas y en masas de aguas interiores (NC. 93-071986). En cuanto a sus usos tecnológicos, la calidad va más allá del uso turístico y/o balneológico, donde los manantiales calientes son considerados como una fuente de calor con diversos posibles usos que van desde los industriales hasta la generación de energía eléctrica. En el Diagrama Lindal se muestra algunos de estos usos de acuerdo a las temperaturas del agua (Tabla 4.11.3): Evaluación de la calidad sanitaria de las aguas Es conocido que las aguas de consumo público, en dependencia del estado sanitario de la fuente, pueden contener la gama de microorganismos patógenos que existe en la comunidad. Se conoce que diversas especies de organismos patógenos (bacterias, virus y parásitos), son agentes causantes de diversas enfermedades. Para evaluar si un agua posee una adecuada calidad para el consumo humano es necesario comparar la concentración bacteriana mínima establecida en la norma la Norma Cubana de Agua Potable (NC. 93–02–1985). Los requisitos sanitarios que debe poseer el agua para otros usos también están prevista en las correspondientes normas. En el caso del agua de bebida, esta deberá ser de calidad tal que no represente un riesgo para la salud del consumidor (ausencia de microorganismos patógenos) y se ajustará a los requisitos microbiológicos que se especifican en la tabla 3.6 (Anexo).

98

Tabla 4.11.3. Diagrama Lindal que muestra algunos usos del agua de acuerdo a su temperatura.

T (°C)

Vapor saturado

200 190 180

170 160 150 140 130

Agua Caliente

120 110 100 90 80 70 60 50 40 30 20

Generación Eléctrica Evaporación de soluciones de concentraciones altas Refrigeración por absorción con amoniaco Digestión de pulpa de papel Obtención de agua pesada por el proceso de sulfuro de hidrógeno Secado de diatomeas Secado de alimentos a base de pescado Secado de madera Obtención de alúmina por el proceso Bayer Secado de productos agrícolas a altas velocidades Enlatado de alimentos Evaporación de azúcar en refinerías Extracción de sales por evaporación y cristalización Destilación de agua Evaporaciones, concentración de soluciones salinas Secado y curado de agregados de cemento Secado de materiales orgánicos, pastos, vegetales, etc. Lavado y secado de algodón Secado de carne de pescado Procesos intensos de descongelamiento Sistemas de calefacción (edificios e invernaderos) Refrigeración (límite mínimo de temperatura) Cría de ganado Cultivo de hongos Balnearios Calentamiento del suelo Piscinas, procesos de biodegradación, fermentaciones Descongelamiento Incubado y cultivo de peces

99

Temperatura de los acuíferos profundos Equilibrios termodiámicos La termometría geoquímica ha sido ampliamente utilizada para caracterizar aguas mineromedicinales y manifestaciones termales en general (Cerón et al, 1993; Hussein et al, 1994). La misma constituye una herramienta que permite conocer la temperatura a la que se encuentra el fluido termal en profundidad. A partir de los geotermómetros es posible estimar la temperatura en la cual se establecen los equilibrios termodinámicos entre el agua y la roca en el acuífero o reservorio termal base. En el capítulo de materiales y métodos se hizo un breve resumen de los fundamentos de estos métodos, y se presentaron las principales ecuaciones utilizadas. Un conocimiento más completo puede adquirirse a partir de otros trabajos más especializados: Fournier (1977), Urbani. (1991), Morell (1995). El objetivo de la aplicación de la termometría geoquímica en este trabajo es el de determinar la temperatura de los acuíferos profundos del sistema hidrotermal San Diego de los Baños – Bermejales, y conociendo el gradiente geotérmico de la región (a partir de las perforaciones realizadas en la zona), estimar la profundidad alcanzada por las aguas en su recorrido subterráneo. En un acápite anterior se estudió el estado de los diferentes flujos que drenan la Sierra del Rosario, con respecto a los minerales calcita, dolomita y yeso, encontrándose, que las aguas minerales correspondientes a los flujos de carácter más regional y profundo, se encontraban generalmente saturadas o sobresaturadas con respecto a la calcita y la dolomita y subsaturadas, con tendencia a la saturación, con respecto al yeso. En la tabla 4.12.1 se muestra el estado en que se encuentran las aguas muestreadas en manantiales de San Diego de los Baños y Bermejales con respecto a diferentes minerales. Estos resultados ponen de manifiesto que dichas aguas tienden a encontrarse cerca de la saturación con respecto a la calcedonia, sobresaturados con respecto al cuarzo, la calcita y la dolomita, e insaturadas con respecto al yeso y a la anhidríta, lo cual justifica el empleo, al menos, de los geotermómetros utilizados en este trabajo. Tabla 4.12.1. Valores de los índices de saturación (IS) con respecto a los minerales cuarzo, calcedonia, calcita, dolomita, yeso y anhidrita de las aguas mineromedicinales de San Diego de los Baños y Los Bermejales. Manantial

IS

Sector hidogeo lógico

Cuarzo

Calced onia

Calcita

Dolomita

Yeso

Anhidrita

El Templado

S.D.

0.32

- 0.07

0.62

0.55

- 0.49

- 0.64

El Tigre

S.D.

0.33

- 0.08

0.61

0.40

- 0.46

- 0.64

La Gallina

S.D.

0.42

0.02

0.87

0.84

- 0.23

- 0.39

M1

B.

0.51

0.10

0.56

0.36

- 0.17

- 0.36

M3

B.

0.60

0.19

1.07

1.40

- 0.19

- 0.38

M4

B.

0.54

0.13

1.16

1.59

- 0.20

- 0.38

M5

B.

0.37

- 0.04

1.06

1.40

- 0.20

- 0.39

100

Cálculos geotermométricos En la tabla 4.12.2 se presentan los resultados de los cálculos realizados con un grupo de geotermomómetros cuantitativos: SiO2, Na-K, Na-K-Ca, Na-Li, Na-K-Ca-Mg. En ella puede apreciarse que los geotermómetros basados en el contenido SiO2 cristobalita α y calcedonia dan temperaturas del reservorio profundo inferiores a la temperatura del manantial y los geotermómetros de SiO2 amorfo y cristobalita β dan temperaturas por debajo de cero, lo cual es totalmente absurdo. Los resultados obtenidos por estos métodos indican que no son esas fases las que se encuentran en equilibrio con el reservorio. Los resultados utilizando SiO2 a base de cuarzo dan valores aceptables, aunque debe destacarse que este método se afecta sensiblemente cuando existen mezclas de aguas, siendo eficiente para determinar la temperatura del último equilibrio del agua con los minerales de SiO2 del medio ambiente. En el caso en que existan mezclas, la temperatura estimada será por tanto inferior a la del acuífero más profundo. Tabla 4.12.2. Valores de las temperaturas (oC) de los acuíferos básicos que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños y Los Bermejales, determinadas mediante diferentes geotermómetros. No.

SiO2 amorfo

SiO2 cristob alita α

SiO2 cristob alita β

SiO2 calce donia

SiO2 curazo

SiO2 cuarzo vapor

Na K-

Na-Li

Na-Li, Cl< 1000

Na-K

NaK-Ca

Na-KCa-Mg

1

- 48

12

- 32

29

61

67

18

123

50

111

102

99

2

- 43

18

- 27

35

67

72

19

84

-6

3

- 26

38

-8

57

88

90

31

206

135

127

4

- 43

17

- 27

35

67

72

19

144

111

104

5

- 39

22

- 22

40

72

77

16

159

115

90

6

- 46

14

- 30

31

63

69

19

195

129

67

7

- 45

16

- 29

33

65

70

17

113

107

65

8

- 39

22

- 22

40

72

77

16

184

126

58

9

- 46

14

- 30

31

63

69

13

182

126

35

176

108

Manantiales: El Templado (1, 2) ,El Tigre (3), La Gallina (4, 5), M1 (6), M3, (7) M4 (8) , M5 (9) Los resultados obtenidos por el método Na- K también da valores muy bajos, por lo que debe desecharse por razones similares. A pesar de que este método se afecta menos por la mezcla de aguas, como se ha señalado con anterioridad, las estimaciones difieren en ocasiones con la realidad (Urbani, 1991). Los geotermómetros en base a Li se consideran más confiables que otros para temperaturas inferiores a 100 oC. Sin embargo, las estimaciones pueden afectase en caso de mezcla. Los resultados obtenidos mediante el geotermómetro Na- K (Tab. 4.12.1) son muy bajos, lo cual pudiera atribuirse al poco contenido de Li en las muestras. Sin embargo, los resultados de los cálculos mediante el geotermómetro Na-Li parecen más confiables y pudieran ser tomados en cuenta en esta discusión. Estos valores son relativamente más altos que los determinados por los geotermómetros de SiO2 (cuarzo). En el caso del método de Na-Li para Cl- menor de 1000 oC, el valor obtenido para el manantial El Templado resultó ser demasiado bajo. De todos modos, sólo dos muestras poseen contenidos de Li, por lo que, de todas formas, resultan insuficientes los resultados obtenidos mediante los geotermómetros a base de este elemento. Los cálculos efectuados con los geotemómetros Na-K y Na-K-Ca arrojan, por lo general, valores de temperatura base más elevados que los calculados por el método de SiO2 (cuarzo), mientras que el 101

geotermómetro Na-K-Ca-Mg brinda estimaciones más cercanas a la del cuarzo. La experiencia mundial es que este último método da buenos resultado para reservorios con temperaturas entre 150 y 200 oC, pero casi siembre da valores más elevados que los reales para reservorios con temperaturas menores (Urbani, 1991). Por el método geotermométrico Na-K-Ca-Mg, el cual se recomienda para corregir las estimaciones del método Na-K-Ca cuando T > 70 oC y R < 50, da temperaturas del mismo orden o ligeramente más altas o más bajas que las calculadas por el método de SiO2 (cuarzo). Como resultado del análisis de las ventajas y limitaciones de los diferentes geotermómetros y a partir de los valores más concordantes obtenidos, se pueden seleccionar como resultados más confiables los que se exponen en la tabla 4.12.3. Tabla 4.12.3 Resultados más aceptables de las temperaturas de los acuíferos profundos que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños y Bermejales. Temperaturas (oC) Manantial

Geotermómetro

Geotermómetro

Na-K-Ca-Mg

SiO2

El Templado

99

61-67

El Tigre

127

88-90

La Gallina

90-104

67-77

M1

67

63-69

M3

65

65-70

M4

58

72-77

M5

35

63-69

R1

R2

90-127

61-90

63-77

63-77

R1: Reservorio más profundo; R2: Reservorio más superficial Modelo geotérmico Del análisis de la tabla 4.12.3 se infieren que las aguas que alimentan los manantiales San Diego de los Baños (El Templado, El Tigre y La Gallina), alcanzan en la base temperaturas del orden de 90-127 oC y en su ascenso se mezclan con otras más superficales, alcanzando en el reservorio más cercano, entre 61 y 90 oC. Las aguas de los manantiales Bermejales alcanzan temperaturas más bajas en el reservorio (63-77 oC) y ascienden hasta la superficie sin mezclarse. Los resultados obtenidos son coherentes con el hecho de que las aguas de los manantiales El Templado y El Tigre (San Diego de los Baños) posen menor mineralización y en las emergencias y son del tipo SO4 > HCO3 – Ca, lo cual pudiera atribuirse a una mezcla entre aguas del tipo SO4– Ca, propias de las capas profundas de la Fm. Artemisa, en la zona de falla, con aguas del tipo HCO3-Na de la Fm. San Cayetano. Las aguas de los manantiales de Bermejales, por el contrario, poseen mayor mineralización y son del tipo SO4-Ca. Por último, el contenido de Rn, alrededor de cinco veces mayor en San Diego de los Baños que en Bermejales indica, en el primer caso, que las aguas poseen un tiempo mayor de contacto con las rocas del medio geológico. Conociendo en gradiente geotérmico de una región, la temperatura de los acuíferos profundos (Tr) y la temperatura del agua en la superficie (Ts), es posible estimar la profundidad de los reservorios (Px) a la cual descienden las aguas de infiltración mediante la expresión:

4oC 100m

=

Tr − Ts (4.23) Px

102

El flujo de calor desde el interior hacia la corteza terrestre es anormalmente elevado, del orden de 15-30 oC, en áreas asociadas a procesos de extensión o separación de placas, de choque de placas (subducción) y de actividad distensiva dentro de un placa, donde existen fenómenos geológicos notables: actividad sísmica elevada, orogenia con formación de cordilleras en épocas geológicas recientes y actividad volcánica notable (Morell, 1995). En esas regiones el gradiente geotérmico alcanza valores entre 15-30 oC por cada 100 m. Otros procesos que pueden generar calor son, por ejemplo: fricción mecánica entre los labios de fallas y disipación de calor debido a una intrusión magmática. Por otro lado, en zonas caracterizadas por su estabilidad tectónica, donde el flujo de calor bajo, el gradiente geotérmico puede variar entre 2-4 oC. Tomando en consideración las mediciones de temperatura efectuadas por Peláez et al. (1990) en un perfil de pozos, a diferentes profundidades, se puede establecer que el gradiente geotérmico en la región estudiada es del orden de 6 oC por cada 100 m. En la tabla 4.12.4 se muestran los resultados de los cálculos de la profundidad alcanzada por las aguas, realizados bajo las premisas anteriormente señaladas. Tabla 4.12.4. Estimación de la profundidad alcanzada por las aguas en los reservorios que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños y Bermejales. Manantiales

Profundidad (m) R1

R2

San Diego de los Baños

1208

658

Bermejales

567

567

Conclusiones parciales Sobre la base de un gradiente geotérmico de 6 oC por cada 100 m de profundidad, estimado a partir de los estudios hidrogeológicos realizados con anterioridad, en el sistema hidrotermal San Diego de los Baños – Bermejales, y las determinaciones geotermométricas realizadas a partir de los datos hidroquímicos correspondientes a los principales manantiales mineromedicinales de la región, se estableció el modelo geotérmico, Mediante el mismo se infiere que las aguas de infiltración en el macizo descienden aproximadamente 1.2 y 0.6 km hasta alcanzar los reservorios profundos. Las aguas que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños, se mezclan con otras aguas más superficiales en un acuífero ubicado a 0.7 Km aproximadamente, alcanzando temperaturas medias de 108 y 75 oC en los niveles más profundo y somero respectivamente. En este último, las aguas originales asociadas a la Fm. Artemisa, del tipo SO4-Ca y con elevada mineralización, se mezclan con aguas del tipo HCO3-Ca, asociadas a la Fm. San Cayetano, obteniéndose un agua de menor mineralización del tipo SO4 > HCO3 – Ca. El mayor contenido de Rn en las aguas de San Diego de los Baños con relación a las de Bermejales indica que las primeras tienen un mayor tiempo de contacto con las rocas del medio geológico, lo cual es concordante también con el modelo geotérmico establecido (Figura 4.16.1).

103

Figura 4.16.1. Modelo conceptual del sistema geotérmico San Diego de los Baños los Bermejales.

El Sistema Geotérmico San Diego de los Baños tiene un control tectónico. Está asociado a la Falla Pinar, activa, de carácter profundo hasta alrededor de 20 Km. y con una potencia entre 3 – 4 Km.; Está asociado a una zona de elevado gradiente del campo gravitatorio la cual mapea en superficie la zona de la Falla; Está asociado litológicamente a rocas terrígeno-carbonatadas. En el área de desarrollo del mismo convergen diferentes formaciones geológicas: Fm. San Cayetano, Fm. Loma Candela, Fm. Capdevila y Fm. Artemisa. Las rocas carbonatadas de la Fm. Artemisa constituyen el acuífero del reservorio de aguas mineromedicinales y termales; Se manifiesta por un gradiente geotérmico anómalo de hasta 61 ºCkm-1; En él, la temperatura en profundidad (1200 m) puede alcanzar hasta 108 ºC; El caudal de las aguas calculado es de hasta 13 L/s, captado a unos 200 m con un diámetro de 6 pulgadas. La extensión del reservorio del Sistema Geotérmico puede alcanzar hasta unos 30 – 50 Km., desde San Diego de los Baños hasta Soroa, a través de la Falla Pinar. En la figura que se muestra arriba, a la profundidad de 2 Km. es posible encontrar una temperatura de 125 ºC lo que unido a los caudales elevados que se han determinado en el yacimiento y a la extensión del mismo aumentan su perspectividad para el uso adicional del recurso geotérmico como fuente de calor de otras actividades económicas y sociales en el futuro. Estas profundidades son las medias mundiales para la explotación de los recursos termales de baja a media entalpía, los cuales cada día se convierten en una fuente de energía segura y renovable. Como todo recurso necesita de estudios geológicos y tecnológicos que, según la media mundial extraída de los que están en explotación en la actualidad, demoran entre 10 y 20 años para alcanzar la etapa de explotación. 104

EL ORIGEN DEL AZUFRE DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS DE LA SIERRA DEL ROSARIO En este acápite se estudia, mediante métodos convencionales de la Hidrogeoquímica, el comportamiento de las aguas sulfuradas de la Sierra del Rosario, el origen del azufre, su relación con las litologías que alimentan y almacenan dichas aguas, así como la variación diaria, estacional y debido a la explotación del yacimiento de la concentración de H2S; así como las y relaciones existentes entre el H2S y el potencial de oxidación reducción. Mediante relaciones de Eh - pH, determinadas a partir de ecuaciones termodinámicas correspondientes a los sistemas de equilibrios SO42- - H2S, SO42- - HS-, SO42- - FeS2 y FeS2 - H2S a 25, 30 y 40 oC, se definen las zonas de estabilidad de cada especie sulfurada y la ubicación de los datos en las mismas. La formación de sulfuros en el medio acuático procede de la reducción de los sulfatos. Este proceso se produce muy lentamente en ausencia de bacterias, mientras que en presencia de las mismas la reacción ocurre con rapidez. Las expresiones termodinámicas correspondientes (Drever, 1982) son las siguientes: SO42- + 8 e- + 10 H+ = H2S + 4 H2O (4.24) SO42- + 8 e- + 9 H+ = HS- + 4 H2O (4.25) 2 SO42- +Fe2+ 14 e- + 16 H+ = FeS2 + 8 H2O (4.26) 4 SO42- +Fe2O3 30 e- + 38 H+ = 2 FeS2 + 19 H2O (4.27) En presencia de materia orgánica (CH2O), de la cual se nutren las bacterias, las dos primeras ecuaciones quedan como: SO42- + 2 CH2O + 2 H+ = H2S + 2 CO2 + 2 H2O (4.28) SO42- + 2 CH2O + H+ = HS- + 2 CO2 + 2 H2O (4.29) Las bacterias que catalizan estas reacciones son de tipo anaeróbica, ya que las mismas se producen en un medio escaso en oxígeno disuelto. Se ha reportado la presencia, tanto en los acuíferos como en los sedimentos marinos, de bacterias de los géneros Sporovibrio desulfuricans, Desulfovibrio desulfuricans, Thiobacillus ferroxidans, entre otras (Bitton, 1994). El oxígeno puede ser aportado por las precipitaciones y llegar al acuífero a través de las grietas del terreno o tomado de compuestos oxigenados, tales como los nitratos, nitritos, fosfatos, la propia materia orgánica y otras sustancias presentes en los sedimentos (Appelo y Postma, 1993). La fuente de SO42- en los acuíferos costeros procede del agua marina, mientras que en acuíferos no litorales puede proceder de minerales evaporíticos (yeso y anhidrita) o de las piritas. La disolución congruente de los minerales yeso y anhidrita generan sulfatos según las siguientes reacciones: SO4Ca2H2O = SO42- + Ca2++ 2 H2O (4.30) Yeso SO4Ca

= SO42- + Ca2+ (4.31)

Anhidrita Las piritas, por el contrario, requieren ser oxidadas previamente a sulfato antes de ser utilizadas por las bacterias anaeróbicas generadoras de sulfuros. El proceso de oxidación de las piritas también es catalizado por las bacterias, en este caso de los géneros Beggiotoa, Thiothin, Thioplaca, Thioradaceas y otras (Bitton, 1994). Este proceso puede ser completo (ecuación 4.32) o incompleto (ecuación 4.33), en dependencia del oxígeno libre o combinado disponible en el medio. 105

FeS2 +

15 2+ O2 + 7 H2O = Fe(OH)3 + 2 SO4 + 4 H (4.32) 4

FeS2 +

7 2+ 2+ O2 + H2O = Fe + 2 SO4 + 2 H (4.33) 2

Cuando se produce la oxidación completa (4.32) se oxidan tanto el sulfuro como el hierro, mientras que cuando esta reacción es incompleta (4.33) sólo se oxidan los sulfuros, originándose ion ferroso en el medio acuático. La ausencia de yeso en los sedimentos tanto de las formaciones carbonatadas como no carbonatadas de la Sierra del Rosario, al menos hasta donde alcanzan las aguas, sugiere que la fuente de sulfato la constituyen las piritas, las que al reducirse originan el H2S. El relativamente alto contenido de este gas en las aguas pudiera deberse a que las mismas alcanzan la falla Pinar donde interactúan con los esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano antes de surgir por los manantiales. Como se hace referencia en la literatura, los esquistos son ricos en piritas (Appelo y Potma, 1993). Sin embargo, las propias calizas de la Fm. Artemisa son fétidas (huelen a sulfhídrico cuando se les tritura) y pueden tener H2S ocluido, tal como fue demostrado por Émbil (1947). Otra fuente de este gas pudiera atribuirse a la propia materia orgánica presente en los sedimentos carbonatados (Cofiño y Cáceres, 2002). Para esclarecer el origen del sulfhídrico en estas aguas será necesario aplicar técnicas isotópicas en el futuro. Los procesos microbiológicos que producen CO2, reducción de sulfato y oxidación de pirita son más intensos en los flujos intermedios y regionales, originando una disolución adicional de minerales carbonatados. La posición que ocupan los diferentes tipos de aguas en el diagrama de estabilidad Eh-pH se muestra en la figura 4.16. Mientras que los flujos locales aparecen distribuidos en el campo de estabilidad del SO42-, los flujos intermedios y regionales aparecen en los campos de Fe2S, H2S y HS-. En la figura 4.16 se muestra la ubicación en el diagrama de Eh vs pH de los pares de datos correspondientes. A partir de la información que brinda en el diagrama, se puede inferir las siguientes consideraciones: 1. Las aguas superficiales y subterráneas someras (arroyos y manantiales no sulfurosos de Las Terrazas, Mil Cumbres, Rancho Lucas, Cayajabos y Cajalbana aparecen en la zona de estabilidad de los compuestos más oxidados (SO42-) no poseen H2S. 2. En la zona de estabilidad del HS- (pH > 7), se distribuyen las aguas minerales de Las Terrazas (algunas en el límite con la zona de estabilidad del FeS2 o dentro de la misma), Soroa, Mil Cumbres sulfuroso y El Sitio. 3. En la zona de estabilidad del H2S (pH < 7), se localizan las aguas minerales de San Diego de los Baños y Los Bermejales.

106

Figura 4.16.1. Diagrama de estabilidad Eh-pH

RELACIONES ENTRE EL POTENCIAL DE OXIDACIÓN REDUCCION, EL PH Y EL CONTENIDO DE H2S Procesos geoquimicos formadores de sulfuros El nivel del potencial redox de las aguas subterráneas depende de varios factores: contenido de oxígeno de las aguas de recarga, distribución y reactividad de la materia orgánica y otros reductores presentes, distribución de los compuestos que poseen acción buffer oxido-reductora (Mn2+-MnO2, Fe2+-Fe2O3, H2S-FeS2, H2S- SO42-, etc.) y de la velocidad de circulación de las aguas (Drever, 1982). Los diagramas de Eh en función del pH constituyen una valiosa herramienta para estimar las zonas definidas por la relación de estas magnitudes, donde son más estables los diferentes compuestos de azufre en sus estados sólido, acuoso o gaseoso). Dichas zonas se definen mediante las ecuaciones termodinámicas deducidas a partir de los equilibrios químicos (Tabla 3.7, Capítulo 3).

107

Figura 4.17. Correlación entre la diferencia de potencial redox (∆Eh) y el logaritmo de la concentración de sulfhídrico (H2S). Relaciones matemáticas Teniendo en cuenta que la relación entre los valores de Eh y pH permiten establecer cuándo existencondiciones reductoras favorables para la formación de H2S o HS-, se puede inferir que la magnitud∆Eh, que expresa la diferencia entre el potencial redox medido en la fuente y el potencial redox correspondiente al estado de equilibrio de las fases en el diagrama Eh vs pH (con signo negativo): ∆Eh = - (Ehreal - Ehteorico) (4.34) La ecuación (4.26) puede ser indicativa de la capacidad de generación de las especies sulfuradas de interés balneológico, y por tanto, existir entre dicha magnitud y el contenido de H2S algún tipo de relación matemática. En la tabla 4.13, se muestran los resultados de los cálculos del Ehteorico mediante las ecuaciones termodinámicas correspondientes a los equilibrios químicos a las temperaturas de 25, 30 y 40 oC, así como los valores de ∆Eh correspondientes, el contenido de H2S determinado en las aguas (H2S + HS-) y el logaritmo de dicho contenido. Relacionando estas magnitudes entre sí, se puede determinar que existe buena correlación entre ∆Eh y el logaritmo de H2S, tal como se muestra en la tabla 4.13.

108

Tabla 4.13. Comparación entre los valores de potenciales de oxidación reducción y contenidos de H2S reales con los obtenidos por cálculo numérico No

Eh Teórico

Eh real

∆Eh

Eh estimado

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15

-242.4 -239.7 -231.8 -225.8 -207.6 -203.2 -219.2 -206.4 -207.9 -209.4 -225.0 -213.1 -240.4 -219.8 -231.9

-240 -248 -259 -250 -235 -260 -238 -230.4 -226 -254 -265.5 -317 -317 -290 -364

-2.4 8.3 27.2 24.2 27.4 56.8 18.8 24.0 18.1 44.6 40.5 103.9 76.6 70.2 132.1

-237.4 -242.7 -259.8 -246.6 -238.8 -245.7 -248.8 -239.3 -243.2 --251.1 -281.2 -304.0 -304.7 -289.8 -373.6

Log (H2S) real 0.48 0.58 0.89 0.80 0.93 1.07 0.91 0.95 0.98 1.06 1.24 1.67 1.34 1.41 2.30

Log (H2S) Estimado

H2S real

H2S Estimado

0.51 0.65 0.88 0.84 0.88 1.25 0.78 0.84 0.77 1.10 1.04 1.83 1.49 1.41 2.18

3 1.6 7.8 6.3 8.6 11.7 8.1 9.0 9.5 11.5 17.3 46.8 21.6 26.0 131.0

3.3 4.4 7.6 7.0 7.6 17.7 6.0 6.9 5.9 12.5 11.1 67.8 31.1 25.9 151.6

1,2,3- Pozo Brocal (Las Terrazas); 4,5- San Juan Sulfuroso (Las Terrazas); 6- Arroyo Pedernales (Cayajabos); 7- M. Azufre (Cacarajícara); 8- Captación (El Tigre + El Templado, San Diego de los Baños); 9, 10- M. El Templado (San Diego de los Baños); 11- M. La Gallina (San Diego de los Baños); 3. M-1 (Los Bermejales); M. M. Sulfuroso (Mil Cumbres); 14- M. Cercano al balneario Soroa (Soroa); 4. 15- Pozo P-55 (El Sitio);

A partir de las correspondientes ecuaciones de regresión se puede estimar tanto los valores de Eh como de log (H2S). Las ecuaciones determinadas a partir de las líneas de regresión son las siguientes: log (H2S)estimado = 0.0124 ∆Eh + 0.5426 (4.35) (toda la población de datos) Ehestimado = Ehteorico- -80.645 log (H2S) +43.758 (4.36) (toda la población de datos) Como puede apreciarse en la figura 4.17, existe buena correlación entre los datos reales y los estimados matemáticamente.

109

VARIACIÓN DEL CONTENIDO DE H2S DE LAS AGUAS MINERALES Teniendo en cuenta que la producción de los compuestos sulfurados constituye un proceso de tipo biogeoquímico, donde las reacciones químicas de oxidación – reducción son catalizadas por microorganismos que requieren de la presencia de nutrientes, es interesante conocer cómo varía el contenido de los componentes bioactivos beneficiosos para los tratamientos crenoterápico (H2S, HS-, S2-), tanto en profundidad como a través del tiempo y por acción de la explotación del yacimiento. Con estos objetivos se utilizarán como ejemplos ilustrativos, algunas fuentes en las cuales se disponen de la información requerida. Variación del contenido de H2S con la profundidad La variación del H2S con la profundidad puede ser analizada mediante los datos correspondientes a los pozos P 1 (San Diego de los Baños) y P 4 (Los Bermejales), a partir de los datos que aparecen en los informes de los trabajos de prospección correspondientes (Peláez et al, 1990). En la tabla 4.14.1 se muestran estos resultados. Debe esperarse que en dependencia de las conducciones óxido-reductoras, el tipo de mineral formador de sulfatos, el pH y la temperatura del medio, existirá una profundidad óptima par a la generación del H2S. En la parte más superficial del yacimiento, la influencia del oxigeno disuelto puede limitar la acción de las bacterias anaeróbicas, mientras que a grandes profundidades las elevadas temperaturas pueden inhibir su viabilidad. El gradiente geotérmico local tampoco es el mismo en todos los sitios, lo cual pudiera conllevar a diferencias en la profundidad óptima de generación de H2S entre los distintos yacimientos. A partir de los resultados que aparecen en la tabla 4.14.1 se aprecia como tendencia, un aumento del contenido de H2S con la profundidad de los pozos. Tabla 4.14.1. Variación del contenido de H2S de las aguas minerales con la profundidad Contenido de Pozo No. Yacimiento Intervalo de Profundidad H2S (mg/l) profundidad (m) media del intervalo (m) P1 San Diego de los 0-122 61 9.0 Baños 240-181 260 18.5 237-320 278 40.0 P4 Los Bermejales 103-206 155 23.9 145-195 165 23.9 206-300 253 61.5 Variación diaria del contenido de H2S La variación en el tiempo de contenido de H2S es otro aspecto que tiene interés para los tratamientos balneológicos. Con respecto al tiempo pueden distinguirse aquellas variaciones de tipo diurno y diaria donde pudiera influir el ciclo diario de los microorganismos; de las de tipo estacional, donde los cambios pueden estar determinados por el ciclo hidrológico. En ambos casos, la variabilidad de la concentración de sulfuros debe ser mayor en las aguas subterráneas someras que en las aguas minerales. Tal como se aprecia en la tabla 4.14.2, la concentración de H2S durante 768 días (23/09/88 – 25/09/89) en el pozo P1 (San Diego de los Baños) varía muy poco, lo cual se refleja en el bajo valor del coeficiente de variación (4.61 5 %).

110

Tabla 4.14.2. Variación diaria del contenido de H2S del pozo P 1 (San Diego de los Baños) durante 768 días Intervalo de N C.V. (%) X±S medición 23/09/88 – 25/09/89 28 4.61 26.91 ± 1.24 Variación estacional del contenido de H2S El efecto del ciclo hidrológico sobre el contenido de H2S de las aguas minerales puede ilustrarse a partir de series cronológicos obtenidas mediante mediciones mensuales a lo largo de un año de observación, con frecuencia de muestreo mensual o mediante mediciones sistemáticas en períodos secos y húmedos respectivamente. Debido a la ausencia de mediciones sistemáticas mensuales de las aguas estudiadas, se utilizaron mediciones hechas durante varios años en periodos secos y húmedos. En la tabla 4.14.3 se muestra el comportamiento estacional de las aguas de los manantiales El Templado y La Gallina del yacimiento San Diego de los Baño y la del manantial M 1. del yacimiento Los Bermejales. La concentración de H2S de esos sitios en el intervalo 1987-1990 fue de: 10.13 ± 2.13; 15.42 ± 2.96 y 39.67± 2.25 y sus coeficientes de variación de 20.99 %, 19.22 % y 5.66 % respectivamente. Estos resultados indican que se manifiesta un efecto apreciable del régimen de lluvia sobre la concentración de H2S de dichas aguas, posiblemente debido a procesos de mezcla con otras aguas más someras. Estos resultados, junto a otros menos representativos debido a la naturaleza del muestreo se presentan en la tabla 4.14.3. Tabla 4.14.3. Variación del contenido de H2S (mg/l) de algunas fuentes de sulfuradas de la Sierra del Rosario. Yacimiento Fuente Intervalo de N X±S medición San Diego de los M. El Templado 15/09/87 – 11 10.13 ± 2.13 Baños 28/04/90 M. La Gallina 15/10/87 – 9 15.42 ± 2.96 25/04/90 P 19 11/09/89 – 5 8.77 ± 2.37 21/10/89

aguas minerales C.V. (%) 20.99 19.22 27.03

Variación del contenido de H2S por efecto de la explotación continua El conocimiento de la variación de la concentración de H2S por efecto de la explotación ha que es sometida la fuente es de interés por el hecho de que, en los balnearios, es necesario establecer el límite en el cual la explotación no cambia las propiedades terapéuticas y sanitarias de las aguas. En la tabla 4.14.4 se muestra la variación del contenido de H2S del pozo P1 (San Diego de los Baños) durante los trabajos de explotación detallada llevados a cabo por Peláez et al (1990). Dicho pozo fue sometido en esa ocasión a un bombeo experimental continuo durante 405 horas, y como se aprecia en la figura de referencia, el mismo no causó ningún cambio apreciable en la concentración de H2S. Nótese que la variación del contenido de H2S fue relativamente pequeña en este pozo (coeficientes de variación de 1.83 y 5.64 % correspondientes a dos experimentos), la cual no fue muy diferente en condiciones estáticas (coeficiente de variación; 4.61 %), tal como se aprecia en la tabla 4.14.2. Estos resultados indican que no se produce un cambio significativo como resultado de la explotación continua. Tabla 4.13.4. Variación del contenido de H2S (mg/l) en el pozo P 1 (San Diego de los Baños) 111

como resultado de la explotación continua. No

Horas

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 N X S C.V. (%)

24 48 72 96 120 144 168 192 216 264 336 360 384 405

H2S (mg/l) H2S (mg/l) Experimento Experimento 2 1 27.80 27.70 28.11 27.11 27.48 25.63 27.02 26.62 27.54 25.97 27.07 29.96 27.36 26.58 26.82 26.88 28.69 26.47 26.32 28.78 29.24 27.93 24.40 9 14 27.30 27.26 0.50 1.54 1.83 5.64

Conclusiones parciales •

Los 11 yacimientos de aguas minerales sulfuradas estudiados se encuentran distribuidos en 1 región natural, correspondientes a 1 región hidrogeológica.

•

Los yacimientos de aguas minerales sulfuradas estudiados en la Sierra del Rosario, están constituidos por una variada litología: calizas, areniscas, rocas tobáceas y serpentinita, entre otras. Los macizos presentan numerosas grietas y fisuras asociadas al desarrollo del carso, la presencia de fallas y de escamas tectónicas, las cuales facilitan el descenso de las aguas hacia la profundidad, su calentamiento en virtud del gradiente geotérmico y su ascenso a la superficie.

•

De las 49 fuentes representativas tomadas para este estudio, la mayor parte está constituida por aguas bicarbonatadas cálcicas (4), y sulfatadas cálcicas (9), existiendo además otros tipos hidroquímicos en menor proporción: bicarbonatadas sódicas (4), y sulfatadas mixtas (2)

•

Se aprecian 20 patrones hidrogeoquímicos, lo cual apunta aproximadamente a una identidad hidrogeoquímica propia que distingue a cada yacimiento. Esta especificidad se hace más evidente si se consideran ademán las propiedades físicas (temperatura, pH, etc.), la mineralización y los micoroconstituyentes de las aguas.

•

Desde el punto de vista balneológico, clasifican 15 grupos. Esta clasificación toma en cuenta tanto los componentes principales de las aguas, como la presencia de otros elementos de reconocida acción farmacológica y terapéutica (CO2, Rn, SiO2, Fe, F, Br, I, Sr, Ba, B, etc.).

•

Las aguas minerales sulfuradas de la Sierra del Rosario se originan por reducción de sulfatos procedentes de piritas, de la materia orgánica presente en las calizas o del H2S ocluido en las mismas. El contenido de relativo de sulfuros en forma de sulfuro o polisulfuro (S2-), sulfhídrico (H2S) o sulfhidrilo (HS-) depende de los valores del potencial de oxidación reducción (Eh) y del pH del medio. 112

•

Otros procesos geoquímicos que acompañan por lo general a la formación de sulfuros son: disolución congruente de calcita, dolomita, halita y serpentina; disolución incongruente de plagioclasas (albita, anorthita y microclino); generación de CO2, así como precipitación de cuarzo.

•

Se demuestra que la magnitud ∆Eh (que expresa la diferencia entre el valor del potencial redox medido en las aguas y el potencial redox correspondiente al estado de equilibrio de las fases (diagrama de Eh en función del pH) es proporcional al logaritmo del contenido de H2S. Existe buena correlación entre los datos de Eh y log (H2S) reales y los estimados mediante las ecuaciones termodinámicas deducidas a partir de los equilibrios químicos.

•

Mientras en unos casos no se encuentran, variaciones temporales diarias o estacionales del contenido de H2S apreciables, ni tampoco variaciones significativas debidas a la explotación continua de los yacimientos, en otros casos, esas variaciones son considerables, debido posiblemente a procesos de mezcla de aguas.

•

Del estudio de las variaciones diaria y estacional del contenido de H2S de un grupo de aguas minerales sulfuradas, así como las variaciones debida a la explotación continua de las mismas a un determinado caudal, se ponen de manifiesto diferencias en el comportamiento de los yacimientos estudiados: mientras en unas fuentes son poco apreciables las variaciones, en otras estos son significativos debido posiblemente a la mezcla con aguas más someras.

SIMULACIÓN EN EL LABORATORIO DE LOS PROCESOS DE INTERACCIÓN AGUA – ROCA Las reacciones de disolución de los carbonatos son de gran importancia en el estudio de la química de las aguas naturales. En el entendimiento de la geoquímica de los sistemas cársicos no accesibles experimentalmente, juega un papel fundamental, la predicción de las velocidades de disolución, las que dependen del grado de conocimiento y entendimiento que se tenga de los procesos físico-químicos, regidos por las leyes de la cinética y la termodinámica, que caracterizan la disolución de la calcita (Appelo y Postma, 1993). El modo en que las aguas naturales adquieren su composición al cabo del tiempo en su trayectoria subterránea, tiene su fundamento en la cinética química. En muchos trabajos relacionados con la calidad de las aguas naturales, no se considera el papel que juega el factor tiempo en el proceso de disolución de los minerales. Sin embargo, el tiempo de reacción junto a la temperatura y el contenido de CO2, son los tres principales elementos que determinan el proceso a través de las distintas fases presentes: gas, líquido y sólido. En las condiciones naturales, en un momento dado, el contenido de CO2 libre y de CO2 combinado es el resultado de la acción del tiempo, así como de las condiciones geológicas anteriores. Para ilustrar el proceso mediante el cual el agua adquiere su composición es conveniente realizar experimentos cinéticos en el laboratorio, utilizando minerales solubles tales como halita, yeso o carbonatos (calcita o dolomita). En el caso de los carbonatos la disolución, en presencia de CO2 tiene lugar en pocos minutos, no siendo así en el caso de minerales del tipo aluminosilicato, donde en condiciones normales, las reacciones alcanzan el equilibrio al cabo de semanas y años. El proceso de disolución de los carbonatos por un agua que contiene un cierto contenido de CO2 ha sido estudiado además, desde el punto de vista cinético, por diferentes autores (Weyl, 1958; Bögli, 1960; Curl, 1965; Roques y Ek, 1973; Berner y Morse, 1974, Plummer y Wigley, 1978; Sjöberg y Rickard 1984; Rauch y White, 1977; Walling y Bjerle, 1989; Compton y Unwin, 1990; Dreybrodt y Buhmann, 1991; Fagundo et. al, 1996; Alvarez et al, 1996; González et al., 1997). Para estudiar los procesos cársicos, Dreybrodt (1992) propuso un modelo de desarrollo de los canales cársicos a partir de las fisuras primarias de las calizas; así como un sistema computarizado para simular el proceso de ensanchamiento de una fractura por un agua agresiva a la calcita. 113

En este acápite se presentan los resultados de la simulación de los procesos de interacción agua roca, con carbonatos de las formaciones Guajaibón y Artemisa. La metodología empleada se explica en el capítulo de materiales y métodos. En estos experimentos se simuló el proceso completo de disolución de las muestras de carbonatos de la Sierra del Rosario, tanto en condiciones de sistema abierto como cerrado con respecto al CO2: CO2 + H2O + CaCO3 = Ca2+ + 2 HCO3Calcita

(4.37)

2 CO2 + 2 H2O + CaMg(CO3)2 = Ca2+ + Mg2+ + 4 H CO32- (4.38) Dolomita Este proceso puede ser expresado mediante una ecuación cinética deducida a partir de:

dC = k (C − C) eq dt Donde:

dC dt

(4.39)

es la velocidad de reacción; k: la constante de velocidad;

c

eq

:

las

concentraciones de Ca2+, Mg2+(en calizas dolomitizadas y dolomitas), y HCO3- en el equilibrio químico; y C es la concentración de esos iones en el tiempo t. Despejando C e integrando la expresión (4.39), se obtiene la ecuación que expresa la variación de la concentración iónica en el tiempo: C = Ceq (1 -e-kt ) (4.40) En las figuras 4.18.1y 4.18.2 se presenta la evolución en el tiempo de las concentraciones de CO2, HCO3-, Ca2+ y Mg2+, del pH y la conductividad eléctrica de las aguas del reactor, correspondientes a los experimentos de disolución química de los carbonatos estudiados: CINET8 (caliza de la Fm. Guajaibón), cinet24 (caliza de la Fm. Artemisa). En condiciones de sistema cerrado el CO2

se va consumiendo a medida que transcurre la reacción. Luego se forman los productos finales, esto es, los iones HCO3-, Ca2+ y Mg2+. El pH se eleva, especialmente en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2. En condiciones de sistema abierto la cantidad de gas que se va consumiendo en el curso de la reacción se repone constantemente en el reactor y el pH tiende a mantenerse constante durante una parte del proceso. En este proceso, al inicio, las aguas son agresivas respecto a la calcita y la dolomita, tendiendo a la saturación cuando alcanzan las condiciones de equilibrio químico. Este comportamiento se puede observar en las figuras 4.18.3 y 4.18.4 mediante la utilización del Diagrama de Tillman Trombe. En los trabajos de simulación del proceso de interacción agua-roca en el laboratorio, en las condiciones experimentales realizadas, se demuestra, sin embargo, que esta expresión (4) es en realidad de pseudo primer orden (Fagundo, 1996; Alvarez et al, 1996) y se expresa mejor mediante la ecuación: n

C = Ceq (1 -e-kt )

(4.40 a)

Donde n, es un coeficiente experimental que toma valores entre 0 y 1. En los estudios realizados, se obtuvieron valores de n = 0.57 (Fig. 4.18.5 del anexo), en el experimento CINET8 (caliza de la Fm. Artemisa), y de n = 0.62 (4.18.6 de anexo), en el experimento CINET24 (caliza de la Fm. Artemisa).

114

Figura 4.18.1. Variación en el tiempo de las concentraciones de CO2, HCO3-, Ca2+ y Mg2+, del pH y la conductividad eléctrica del fichero Cinet8 (caliza de la Fm. Guajaibón). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2.

Figura 4.18.2. Variación en el tiempo de las concentraciones de CO2, HCO3-, Ca2+ y Mg2+, del pH y la conductividad eléctrica del fichero Cinet24 (caliza de la Fm. Artemisa). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2.

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Figura 4.18.3. Diagrama de Tillaman Trombe donde se aprecia la variación de la concentración de CaCO3 hasta el establecimiento del equilibrio químico (experimento CINET8). (caliza de la Fm. Guajaibón). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2.

Figura 4.18.4. Diagrama de Tillaman Trombe donde se aprecia la variación de la concentración de CaCO3 hasta el establecimiento del equilibrio químico (experimento CINET24). (caliza de la Fm. Artemisa). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2.

116

Comparación de la composición de experimentos cinéticos de laboratorio con los datos de campo. Como puede apreciase en las tablas 4.14.1 y 4.14.2, el contenido de CaCO3 medio máximo (332338 mg/l) de los experimentos es algo mayor que el de las fuentes que emergen en calizas del mismo tipo en que se hicieron aquellos (200-260), empleando condiciones de sistema cerrado respecto al CO2. Las mayores concentraciones obtenidas en el laboratorio pudieran deberse a que se utilizó una dosis de CO2 inicial y una velocidad de agitación algo superior a la que se produce en los flujos naturales, cuestión esta a tomar en consideración en futuros experimentos de simulación a nivel de laboratorio, con el objetivo de lograr resultados más semejantes a los que se obtienen en el medio natural. Desde el punto de vista cualitativo, tanto las aguas obtenidas en el proceso cinético, como, las captadas en la emergencia, poseen una composición y unos patrones hidrogeoquímicos similares, lo que demuestra que el origen de la composición química de las aguas de las emergencias está determinada por el proceso de interacción agua – roca carbonatada en presencia de un cierto contenido de CO2. Tabla 4.14.1. Resultados de los experimentos de simulación agua-carbonato en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2. pCO2 eq CaCO3 Tipo Experimento Fm. de la roca T pHeq pCO2 max o (atm)/(mg/l) (atm)/(mg/l) (mg/l) ( C) Patron 1.4 2.3 CINET 8 Guajaibón 6.40 332 HCO3-Ca 10 10 181-181 1800 43 1.3 2.8 CINET 24 Fm. Artemisa 6.88 338 HCO3-Ca 10 10 181-181 2255 72 Tabla 4.14.2. Valores de las mediciones efectuadas en emergencias en similar litología a la de los experimentos de laboratorio. CaCO3 Emergencia Fm. de la roca T pCO2 Tipo pHeq pCO2 max (oC) (atm)/(mg/l) medio (mg/l) Patron (atm)/(mg/l) 3.5 -3.0 Surgencia Guajaibón 7.53 200 HCO3-Ca 10 10Ancón 271-181 44 13.2 -2.8 3.8 Manantial Fm. Artemisa 7.42 10 260 HCO3-Ca 10Mil Cumbres 181-271 78 21.2

117

Mediciones del contenido de CO2 en el suelo La carsificación que experimenta un macizo carbonatado como resultado de la disolución química de las calizas, viene dada por la composición de las mismas; su estado de agrietamiento, porosidad y textura; el estado de yacencia de las secuencias carbonatadas y no carbonatadas, así como otros aspectos relacionados con la tectónica; el tiempo de contacto de las aguas con las rocas, la presencia o no de suelos y sus tipos; el contenido de materia orgánica en el suelo y sus condiciones pedoclimáticas; la actividad del hombre y otros factores (Fagundo, 1996). En particular, la cantidad de CO2 disponible en el aire del suelo constituye un factor determinante en todo proceso de disolución de carbonatos. Si bien el contenido medio de CO2 en el aire atmosférico en condiciones naturales, varía entre -4 -4 10 - 3,3. 10 atm según la altitud y latitud (Hutchinson, 1957; Renault, 1979), el mismo puede -4 alcanzar valores del orden de 7. 10 en las zonas urbanas (Dupessy y Lambert, 1978). En el suelo la cantidad de CO2 es mucho mayor, pudiendo alcanzar 0,1 atm (Bögli, 1980; Miotke, 1974). En general, el contenido de CO2 del suelo es muy variable, influyendo además el tipo de suelo, textura, horizonte, profundidad, drenaje, cobertura vegetal, flora y fauna presentes, así como la duración de los períodos alternativos de las estaciones climáticas. Los experimentos llevados a cabo por Bachelier (1971) ponen de manifiesto, que la máxima cantidad de gas se produce en verano y la mínima en invierno a temperaturas inferiores a 0 °C. En la tabla 4.15 se resumen los resultados de las mediciones de CO2 en diferentes tipos de suelo realizadas por algunos investigadores. En general, las mayores pCO2 se han encontrado en los suelos tropicales y las menores en los de las regiones polares. Sin embargo, en ocasiones se han reportado mayores contenidos de CaCO3 en algunas aguas cársicas de regiones templadas, cuyos suelos poseen una pCO2 inferior al de las regiones tropicales. En esos casos influyen factores tales como las condiciones de circulación de las aguas en condiciones de sistema abierto o cerrado, así como la mayor cantidad de calcita en el suelo (Drake, 1984). Un agua que disuelve los minerales en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2, incrementa menos el contenido de CaCO3 disuelto que la que lo hace en condiciones de sistema abierto, independientemente de la latitud en que se encuentre.

Tabla 4.15. Contenido de CO2 medido en suelos de diferentes latitudes. Suelo y región

Autores

Concentración de CO2 atm.

Tropical (Puerto Rico y Miotke (1974) Jamaica)

%

pCO2 (exponencial) atm. 10-1.2-10-0.2

0,06-0,6

Tropical

Smith y Atkinson (1976)

0,2-17,5

10-2.7-10-0.8

Templado

Smith y Atkinson (1976)

0,1-3,5

10-3.0-10-1.5

(Suelos de las montañas Miotke (1974) Rocosas del Canadá) Tundra (Alaska) Tundra alpina

Miotke (1974)

0,005-0,04

10-4.3-10-3.4

0,00005-0,04

10-5.3-10-3.4 0,01-0,5

10-4.0-10-3.3

Schoeller (1962) encontró que la cantidad de CO2 de las aguas subterráneas decrece con la altura y hacia las zonas desérticas, alcanzando un máximo en las regiones mediterráneas. 118

Las mediciones del contenido de CO2 en suelos de regiones cársicas situados en climas extremos, polar y tropical, en los ejemplos de Spitsbergen y Cuba, efectuados en forma indirecta a través de las mediciones de CO2 en el agua (Fagundo et al, 1990), demuestran que el proceso de generación de este gas es mucho más intenso en condiciones tropicales que en condiciones polares. De la misma forma el contenido medio de CaCO3 medido en las aguas cubanas es superior al de las aguas de esa región polar, lo cual indica que la carsificación es superior en el área tropical. CARACTERÍSTICAS DEL CARSO Y LA DENUDACIÓN QUÍMICA EN LA SIERRA DEL ROSARIO En este acápite se estudia el comportamiento de las aguas que drenan los macizos carbonatados de la Sierra del Rosario con relación al desarrollo del carso en la región; así como la intensidad de los procesos de denudación química, calculados en la región del Pan de Guajaibón a partir de mediciones sistemáticas de caudal y dureza de las aguas durante el período 1984-1989. Antecedentes Desde el pasado siglo numerosos investigadores, especialmente geomorfólogos, carsólogos e hidrogeólogos, han llevado a cabo estudios cuantitativos para determinar la intensidad de los procesos de disolución de las rocas carbonatadas, con el objetivo de interpretar la transformación del relieve en esos terrenos, comparar la velocidad de la erosión en diferentes medios y latitudes, así como para entender la naturaleza de los procesos (Ford y Williams, 1989). A mediados del pasado siglo el geomorfólogo Jean Corbel (en: Ford y Williams, 1989) creó un gran impacto en la comunidad científica especializada, al presentar los resultados obtenidos a partir de miles de mediciones de campo en diferentes países. Según sus cálculos, la denudación química era más intensa en las altas montañas de los países templados, atribuyéndole a la temperatura el papel principal en estos procesos, debido a la mayor solubilidad del CO2 a bajas temperaturas. Estas consideraciones fueron objeto de muchas disputas por parte de otros geomorfólogos, sobre la base de las evidencias de campo, quienes planteaban que los procesos de intemperismo eran más rápidos en condiciones de clima húmedo y caliente. Los trabajos de tipo cuantitativo que quedaron interrumpidos a la muerte de Corbel en un accidente, fueron continuados por Pulina (1974), quien encontró que existía una relación lineal entre la denudación química y las precipitaciones, así como por Gams (1976) y Priesnitz (Ford y Williams, 1989), quienes demostraron que la denudación química dependía del escurrimiento. Las magnitudes más intensas de la denudación fueron determinadas por Maire (1981) en una región de Nueva Guinea, donde las precipitaciones medias anuales son extraordinariamente elevadas, del orden de 5700-12000 mm. Entre 1984 y 1989 se desarrolló un programa de investigación auspiciado por la UNESCO denominado PIGEK (Programa de Investigación sobre la Génesis y Evolución del Karst), seleccionándose polígonos experimentales en Polonia y Bulgaria; la isla de Spitsbergen y Cuba, representativos de carsos desarrollados en condiciones de clima templado, polar y tropical respectivamente, donde quedó demostrado el papel dominante de las precipitaciones y las condiciones más favorables del clima húmedo y caliente en los procesos de denudación química (Pulina y Fagundo, 1984; 1992; Rodríguez et al, 1989; 1993; Fagundo et al, 1986; Rodríguez y Fagundo, 1995).

Estudios realizados sobre el carso y la denudación química en la Sierra del Rosario

119

Los estudios hidrológicos que abarcan el análisis del régimen climático local, el balance hídrico y la denudación química han sido reportados por Rodríguez et al (1993, 1989) en la Sierra del Rosario. En esta área existen tres sistemas hidrológicos. - El sistema Canilla, ocupa la porción N del macizo del Pan de Guajaibón y su cuenca de captación autóctona está integrada por la vertiente N del macizo; así como una zona de alimentación alóctona compuesta por varias corrientes de breve recorrido superficial (arroyos Mamey, La Sed, La Piña, Fluoresceina y otros), las cuales penetran al macizo a través de ponores. A este sistema se encuentran asociadas las cuevas Mamey, Lechuza y Canilla, con más de 8 km de galerías. - El sistema Ancón, ocupa la porción central del macizo y su cuenca de captación integra la vertiente S de la Sierra del Pan de Guajaibón, la depresión central elevada y la parte centrooccidental de la vertiente N de la Sierra Chiquita. En la depresión central existe una densa serie de dolinas y grietas por donde se infiltran en forma rápida una parte considerable de las aguas que caen sobre el macizo, las que a través de conductos y cavidades emergen por una surgencia después de haber disuelto una cantidad apreciable de roca carbonatada. A este sistema se encuentra asociado la cueva Ancón, con más de 1 km de galerías. El acuífero está limitado por materiales impermeables, constituyendo un merokarst. El arroyo Ancón originado a partir de esta surgencia posee un breve recorrido superficial, pasando a drenar subterráneamente hasta surgir de nuevo por la denominada resurgencia Ancón II y parcialmente por los manantiales Fernando y La Curra, en el valle de San Juan de Sagua. - El sistema Mil Cumbres, se encuentra situado más al S y sin relación con los sistemas hidrológicos del Pan de Guajaibón. Su emergencia origina el arroyo del mismo nombre, que se caracteriza por presentar un alto contenido de CO2, que al evaporarse en la emergencia y rápidos y cascadas cercanas ha depositado una abundante cantidad de travertina. A este sistema se encuentra asociado una serie de manantiales de caráterísticas similares.

120

En la figura 4.19.1 se muestra la variación de la conductividad eléctrica (CE) de las aguas colectadas en los sitios de muestreo sistemático en el período 1984-1989 durante las expediciones de campo. Como puede observarse, el C.V. de la CE, es del 25 % en el sumidero Mamey (agua superficial), y de 12,7, 8,5 y 8,8 % en la resurgencia Canilla, la surgencia Ancón y el manantial Mil Cumbres respectivamente, lo cual indica el gran desarrollo cársico de estos sistemas.

Fig. 4.19.1. Variación estacional de la conductividad eléctrica en las aguas del arroyo Mamey, la resurgencia Canilla, la surgencia Ancón y el manantial Mil Cumbres en el período 1984- 1989. La distribución de frecuencia de la conductividad eléctrica (Fig. 4.19.2) en todos los casos de tipo plurimodal (evidentemente más acentuada esta modalidad en el arroyos superficial), lo cual de acuerdo al modelo tipológico de Bakalowicz (1979), es también indicativo del alto grado de desarrollo cársico en los sistemas drenados por las emergencias. A pesar de las fluctuaciones estacionales, estas aguas no cambiaron sus patrones hidrogeoquímico en el período estudiado.

Fig. 4.19.2. Distribución de frecuencia de la conductividad eléctrica de las aguas del arroyo Mamey, la resurgencia Canilla, la surgencia Ancón y el manantial Mil Cumbres.

121

Relaciones entre las precipitaciones, los caudales y el quimismo de las aguas En la figura 4.19.3 se muestran las relaciones recíprocas entre las precipitaciones (ocurridas en los días inmediatos a la toma de muestra), los caudales y el quimismo de las aguas (T, CO2, pH, RSC, RSD, Ca+, Mg2+, HCO3-, Cl-, CaCO3, TSS y CE) en la resurgencia Canilla durante el período 26/03/87 –08/03/87. En general, este sistema se caracteriza por presentar rápidas respuestas hidrológicas e hidroquímicas. Como puede apreciarse en estas figuras, la dureza decrece con la descarga. Este efecto de dilución se refleja unas horas después de ocurridas las precipitaciones, cuando esta agua es desplazada (efecto pistón) por la que procede del medio epigeo. De esa forma, una muestra tomada en condiciones de avenida puede aún poseer una CE elevada, mientras otra tomada también cuando el caudal es elevado puede poseer baja CE. A partir de los datos pluviométricos, de nivel y de las anteriores expresiones matemáticas, se puede expresar en forma gráfica las relaciones experimentadas en la resurgencia Canilla durante el período estudiado las precipitaciones (en mm), el caudal (l/s), la mineralización (g/l) y el caudal químico (producto de del caudal por la mineralización, en l/s), tal como se ilustra en la figura 4.19.4. En la surgencia Ancón los resultados fueron similares. En general, el régimen de lluvia controla los caudales de estas aguas y la cantidad de minerales disueltos. A pesar de que la relación entre caudal y TSS es inversa, ésta es directa entre caudal y caudal químico, de manera que la cantidad de lluvia caída en el macizo determina la cantidad de masa por unidad de tiempo evolucionada del sistema.

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Fig. 4.19.3. Relación entre precipitación, caudal, temperatura, CO2, pH, RSC, RSD, Ca2+, Mg2+, HCO3-, Cl-, CaCO3, TSS y CE). Resurgencia Canilla durante el período 1984-1989.

Fig. 4.19.4. Efecto de las precipitaciones sobre el caudal, la mineralización (TSS) y el caudal químico en la resurgencia Canilla durante el período 1984-1989.

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Variación de las propiedades químico-físicas de las aguas durante las crecidas. Durante las precipitaciones, el agua de infiltración arrastra una cierta cantidad de CO2 (que depende de la materia orgánica disponible, las condiciones estructurales del suelo y del grado de desarrollo de la actividad microbiológica del mismo), y disolverá más o menos calizas hasta alcanzar el equilibrio. Por tanto, el pH, el contenido de CO2, el contenido de los iones que participan en el equilibrio de los carbonatos, la dureza, la mineralización y el grado de saturación de los minerales presentes (calcita y dolomita), brindan una valiosa información sobre las características de la zona de infiltración, el modo de tránsito del agua por el macizo y el tiempo de residencia de esta en el sistema (Antiguedad, 1986; Morales, 1991). Así por ejemplo, un agua insaturada con poco contenido de iones disueltos indica que el tránsito del agua a través del sistema kárstico no ha sido suficientemente largo para que se hayan establecido los equilibrios de los carbonatos. Por el contrario, si el agua está sobresaturada, posee elevados contenidos de iones disueltos, poco CO2 y altos valores de pH, indica que la misma ha permanecido suficiente tiempo en el interior del karst. No obstante, debe tenerse en cuenta que en ocasiones, un alto contenido de iones disueltos pudiera estar asociado a la presencia de rocas con un alto grado de trituración o porosidad, donde es mayor superficie de contacto agua-roca. En ocasiones, la pérdida de CO2 en cantidades más o menos grandes provoca la recombinación iónica y precipitación de minerales, alcanzándose la saturación con menor contenido de iones disueltos, lo cual complica la interpretación del régimen de circulación hídrica y el tiempo de tránsito del agua en el sistema. En las figuras 4.19.5 - 4.19.6 del texto y 4.19.7 - 4.19.8 del anexo se muestran los resultados de los expermentos cinéticos de campo, realizados durante las correspondientes crecidas en la resurgencia Canilla (Figs. 11 y 12) y la surgencia Ancón. Las muestras fueron tomadas sistemáticamente después de ocurridas las precipitaciones, con el objetivo de apreciar en forma detallada el efecto de las mismas sobre las respuestas hidrológicas e hidroquímicas. El primero de los experimentos que se realizaron en la resurgencia Canilla, que se muestran en este trabajo, se llevó a cabo en el mes de septiembre de 1984 (período lluvioso), y el segundo entre los meses de febrero y marzo de 1987 (período menos lluvioso). Los experimentos realizados en la surgencia Ancón corresponden a los meses de febrero-marzo de 1987 y abril de 1989, que auque pertenecen al denominado período menos lluvioso, se caracterizaron por la ocurrencia de lluvias ocasionalmente intensas. En general, se aprecia que los caudales alcanzan los máximos valores unas 8 horas después de ocurridas las lluvias. La temperatura del agua aumenta ligeramente en el verano (período húmedo), más caliente en el exterior que en el interior del sistema; mientras decrece en el invierno (período menos lluvioso), en que la temperatura del agua es más fría en el exterior que en interior del sistema). Las señales químicas muestran un desplazamiento en el tiempo mayor que la de los caudales. Como puede observarse en las figuras 4.19.5 - 4.19.8 se aprecian relaciones directas (tomando en cuenta el desplazamiento en tiempo de las señales) entre las precipitaciones, el caudal y el contenido de CO2, e inversa entre este último indicador geoquímico y la conductividad, el pH, RSC, RSD; así como los contenidos de HCO3-, Ca2+, Mg2+, Cl-, dureza y mineralización (TSS). La composición química relativa de estas aguas (expresada mediante diagramas de Stiff en las referidas figuras) no variaron durante el intervalo estudiado, manteniéndose en todo momento como HCO3--Ca2+. La composición química absoluta sí disminuyó por efecto de la dilución y el menor tiempo de contacto del agua con el medio debido al aumento de la velocidad del flujo. Las aguas al incorporar al sistema cantidades apreciables de CO2 durante las lluvias, adquieren un pH bajo y se hacen agresivas, comenzando a disolver los minerales carbonatados hasta alcanzar el equilibrio en que se saturan. El aporte de nuevos flujos insaturados reinicia el proceso de 124

disolución. La mineralización, la dureza y la conductividad eléctrica disminuyen con las lluvias y se incrementan de nuevo al cesar el estímulo exterior.

Fig. 4.19.5. Efecto de las precipitaciones (P) sobre el caudal (Q), la conducividad eléctrica (CE)y la composición química del agua (expresada mediante diagramas de Stiff) en la resurgencia Canilla, cuenca del río San Marcos, Sierra del Rosario, durante una crecida en septiembre de 1984.

125

4.19.6. Variación temporal de las precipitaciones, el caudal, la temperatura, la conductividad eléctrica y la composición química del agua en la resurgencia Canilla y la surgencia Ancón (febrero de 1985). El análisis de la variación del caudal y la conductividad eléctrica durante las crecidas (Fig4.19.5 4.19.6 del texto y 4.19.7 - 4.19.8 del anexo) se infiere que, a pesar de las similares propiedades geoquímicas de la resurgencia Canilla y la surgencia Ancón, existen ligeras diferencias en cuanto a la recuperación y al descenso de la CE. Como se aprecia en la figura 4.19.6, la recuperación es más lenta y el descenso mayor en Ancón que en Canilla, lo cual está relacionado con la estructura y grado de desarrollo del carso en ambos sistemas. Al parecer, en Ancón hay una mayor influencia de la infiltración retardada desde bloques más capacitivos hacia los drenes. Como conclusión de este estudio, puede establecerse las siguientes regularidades: La resurgencia Canilla drena un karst que presenta gran desarrollo (con aportes tanto autóctonos como alóctonos). La infiltración en el sistema se produce de forma rápida, y conjuntamente con los aportes epigeos, sus efectos se manifiestan durante las crecidas a través de respuestas definidas de diferentes indicadores geoquímicos. La surgencia Ancón tiene un carácter unimodal de alimentación (alóctono), y se comporta como un hemikarst colgado sobre capas poco permeables; sin embargo, posee un sistema de cavidades de considerable tamaño en la zona no saturada del karst, lo cual se deduce al analizar la variación temporal de señales hidroquímicas e hidrológicas y ha sido verificado por la exploración espeleológica. Las aguas procedentes de las precipitaciones se infiltran rápidamente a través de las cavidades que existen en la depresión elevada que separa las sierras del Pan de Guajaibón y

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Chiquita, pero debido al largo recorrido hipogeo, llegan a la surgencia con relativamente alta mineralización. Los coeficientes de variación de la conductividad, la mineralización y la dureza, en todas las emergencias estudiadas, son por lo general superiores al 5 %, indicando la existencia de flujos a través de conductos cársicos bien desarrollados. Las aguas procedentes de los manantiales de las zonas más profundas del karst y las aguas termales en general, arriban a la superficie con un exceso de minerales y gases disueltos, y por esa razón al evaporarse el CO2 los iones tienden a alcanzar el nuevo equilibrio termodinámico, los iones formados se recombinany precipita calcita en los bordes del propio manantial y a lo largo del curso, especialmente en cascadas y rápidos donde se favorece el escape de gas. Medición de la intensidad de la denudación química El proceso de tipo exógeno o de intemperismo, que ocurre por acción de las aguas sobre los macizos carbonatadas y que da como resultado la formación del karst, se conoce como denudación química. La intensidad con que ésta ocurre ha sido objeto de estudio de muchos investigadores, como son: Corbel (1959) y Pulina (1974; 1992). El método consiste en calcular la cantidad de CaCO3 eliminado del macizo kárstico por las aguas en un determinado período de tiempo. El método propuesto por Pulina, actualmente uno de los más utilizados por los especialistas, es el siguiente: Dm = a . dT . q

(4.41)

Donde: 3 2 Dm: Denudación química, en m /km ó mm/ 1 000 años. a: Coeficiente que para rocas carbonatadas toma el valor 12,6. dT: Mineralización de las aguas producida por la interacción agua-roca, en mg/L, siendo: dT = T - Ta

(4.42)

T : Mineralización de las aguas en las emergencias. Ta: Mineralización de las aguas de las precipitaciones. q : Módulo de escurrimiento, en L/s, siendo:

q = 1000

Q S

(4.43)

3 Q: Caudal o gasto de la emergencia, en m /s. 2 S: Área de la cuenca de captación, en km . El empleo de este método ha permitido medir en forma cuantitativa la intensidad de los procesos de denudación química en diferentes regiones kársticas (Pulina, 1974; Sauro y Meneghel, 1986; Pulina y Fagundo, 1984; Fagundo et al, 1986; Rodríguez et al, 1989; 1991; 1992; 1993). Los estudios cuantitativos realizados en el área del Pan de Guajaibón durante el ciclo hidrológico 1984-1989, arrojaron que la intensidad de denudación química es de 40-50 m3/km2.año en Canilla y 115-130m3/km2.año en Ancón (Rodríguez et al, 1993). Especialmente los valores de denudación 127

en Ancón, resultan comparables con los más altos registerados en el mundo, aunque desafortunadamente existe muy poca información acerca de localidades de carso tropical. Se ha señalado por diferentes investigadores, el papel determinante que ejercen las precipitaciones en la intensidad de denudación química (Pulina, 1971; Smith y Atkinson, 1976; Garay y Morell, 1989). Los mayores valores de esta magnitud han sido reportados por Maire (1981) en Papua, Nueva Guinea (270-760 m3/km2.año) donde las precipitaciones oscilan entre 5700 y 12000 mm/año. En la figura 4.19.8 se muestra la relación entre la magnitud de la denudación química (m3/km2.año) y el escurrimiento P-E (mm/año), en diferentes latitudes, según Smith y Atkinson, 1976). En dicho gráfico se han incluido los valores determinados en Cuba: Ca (resurgencia Canilla), AN (surgencia Ancón) y GU (resurgencia Campanario en la meseta del Guaso). En la tabla 4.16 se presentan los resultados de los estudios realizados por Pulina (1974), según Smith y Atkinson, 1976), y otros investigadores sobre la intensidad e de la denudación química en diferentes zonas climáticas.

Tabla 4.16. Magnitud de la denudación química (m3/km2año-1) en regiones cársicas de diferentes zonas climáticas.

Región climática

Relieve

Sitio (país)

Dq Refe 3 2 m /km año rencia 1

Tropical

Llanura costera

Península de Yucatán (México) 15.0 1 Cuenca Artemisa (Cuba) 31.0 2 Montañas bajas Sierra de los Organos (Cuba) 53-88 3 Meseta del Guaso (Cuba) 4 Montañas medianas Pan de Guajaibón Cuba) 92; 133 (3); (4) Mediterráneo Montañas bajas Upland karst (Eslovenia) 53-88 3 Montañas medianas Pre Alpes Venetian (Italia) 44-98 3 Pre Alpes Venetian (Italia) 23-70 3 Montañas altas Apeninos Central (Italia) 153-130 3 Alpes Julian (Eslovenia) 51-67 3 Cáucaso SW (Georgia) 114-139 3 Montañas bajas Dobregen (Bulgaria) 23 3 Templado fresco Cracovia-Silesia (Polonia) 24-26 3 y transiconal Montañas medianas Vrakanska (Bulgaria) 38 3 Sudetes (Polonia) 20-33 3 Montañas altas Pirin (Bulgaria) 47 3 Altos Tatras (Polonia) 49 3 Templado frío Montañas bajas Irkutsk (Siberia) 1-6 3 Montañas medianas Khamar Daban (Siberia) 22 3 Montañas altas Tunkinsk (Siberia) 13 3 Subpolar Montañas bajas Hornsud -permafrost (Spitsbergen) 11 3 Montañas medianas Hornsud – glaceares (Spitsbergen) 32 3 Referencia: 1) Hashaw y Back (1980); 2) Gánzalez y Fagundo, Inédito; 3) Pulina, M., J.R. Fagundo (1992); 4) Rodríguez, J. E y J.R (1995).

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4.19.9. Relación entre la intensidad de la denudación cársica y el escurrimiento en diferentes latitudes (según Smith y Atkinson, 1976). P: precipitation, E: evapotranspiración. CONCLUSIONES El procesamiento mediante modelos estadísticos, químico-físicos e hidrogeoquímicos de 376 datos de análisis químico de aguas muetreadas en la Sierra del Rosario entre 1984 y 2001, permitió establecer el comportamiento geoquímico de 8 grupos de aguas seleccionados previamente sobre la base de los diferentes medio ambientes geológicos drenados. Las características de los diferentes flujos (locales, intermedios y regionales) y sus interacciones con los materiales acuíferos (calizas, rocas ultrabásicas y esquistos y areniscas) fueron interpretadas a partir de los parámetros químico-físicos, relaciones iónicas y otros índices geoquímicos relacionados con el equilibrio de las aguas respecto a los minerales calcita, dolomita y yeso. En general, se encontró que las aguas de corto recorrido (flujos locales), poseen en sus emergencias temperaturas frías, un ambiente oxidante (altos valores de Eh y O2 disuelto), pH neutro (carbonatos) o alcalino (rocas ultrabásicas, esquistos y areniscas), bajo contenido de CO2 y de minerales disueltos, así como ausencia de H2S. Durante el año las aguas suelen estar unas veces insaturados con respecto a la calcita y la dolomita (períodos lluviosos), mientras que en otras ocasiones se encuentran saturadas con respecto a la calcita y la dolomita (períodos secos). En los acuíferos someros (zona no saturada o vadosa) y de pequeño recorrido (flujos locales), constituidos por carbonatos de las formaciones Guajaibón, Sierra Azul y Artemisa, los principales procesos geoquímicos que explican el origen de la composición química de las aguas (del tipo CaHCO3) son la disolución de calcita y dolomita; en los acuíferos constituidos por rocas ultrabásicas (Asociación Ofiolítica), el intempersmo origina aguas Mg – HCO3 cuyo origen se explica mediante 129

la disolución de serpentinita; mientras que aquellos acuíferos compuestos de esquistos y areniscas producen por intemperismo aguas Ca > Na – HCO3 (Fm. Manacas), Na – HCO3 y Na – HCO3 > Cl (Fm. Manacas), cuya composición se explica mediante procesos de disolución incongruente de plagioclasas. En todos los casos el contenido de SO42- en las aguas se debe a la oxidación de pirita y el de SiO2 a la disolución de sílice, la cual es mayor en los esquistos y areniscas. Las aguas con un más largo y profundo recorrido subterráneo (flujos regionales), por el contrario, poseen en sus emergencias: temperaturas relativamente altas, un ambiente reductor (bajos valores de Eh y O2 disuelto), el pH es ácido o neutro, elevados contendidos de gases disueltos (CO2, H2S, Rn), así como de macro (Cl-, SO42-, Ca2+, Mg2+, Na+, SiO2) y microcomponentes (F, Li, Sr), cuyas proporciones recíprocas varían en dependencia del material acuífero y de las capas menos permeables con las cuales interactúan. Tienden a encontrarse saturadas o sobresaturadas con respecto a la calcita y la dolomita y cerca de la saturación respecto al yeso. En los acuíferos más profundos (zona de saturación y circulación profunda) y de extenso recorrido (flujos regionales), la composición química de las aguas de mayor mineralización originadas ( Ca – SO4), se explica mediante procesos de disolución congruente de halita, calcita, dolomita y sílice, disolución incongruente de plagioclasa, oxidación de pirita con reducción de sulfato, mientras otras aguas de menor mineralización (Ca-SO4, Ca-SO4>HCO3 y Ca>Na – SO4), se originan mediante por mezcla de aguas a partir de miembros extremos de la mezcla de composición Ca-SO4, NaHCO3 y Ca-HCO3, con la intervención de procesos geoquímicos similares a los señalados anteriormente. Las aguas con un recorrido de extensión y profundidad intermedio entre las dos anteriores (flujos intermedios) poseen parámetros químico-físicos e índices geoquímicos cuyas magnitudes son intermedias entre ambos tipos de aguas. Estas aguas poseen una composición similar a las anteriores en las respectivas litologías, aunque localmente se obtiene aguas de carácter mixto con respecto a los aniones o cationes. Los procesos geoquímicos que originan estas aguas también son similares, pero en proporciones mayores de transferencia de masas. Todas las aguas procedentes de diferentes tipos de acuíferos en la Sierra del Rosario, que emergen desde diferentes profundidades son de origen meteórico. A partir de las lluvias se pueden establecer 7 líneas de flujos cuya evolución es posible caracterizar por el creciente incremento de la temperatura y los contenidos de gases e iones disueltos. Mediante la metodología empleada quedó demostrado, que en la Sierra del Rosario, la litología y estructura locales, controlan el modo en que las aguas adquieren su composición química. RECOMENDACIONES La caracterización hidrogeoquímica de las aguas naturales, minerales y mineromedicinales de la Sierra del Rosario ha sido realizada mediante técnicas convencionales. Sin embargo, el empleo de técnicas isotopicas, tanto las de isótopos radiacivos (tritio, argón), como las de isótopos estables (deuterio, oxígeno-18 y azufre - 34, sonindispensables para la completa caracterización del sistema de flujos, sobre todo en el caso de las aguas procedentes del drenaje profundo (flujos intermedios y regionales), por lo cual se recomienda su empleo en las futras acciones que se desarrollarán en el marco del nuevo proyecto de investigación cubano - vasco. AGRADECIMIENTOS Se agradece la colaboración de la M. en C. Ana Patricia Méndez Linares y de Manuel Figueroa Mah - Eng, por el procesamiento tecnológico de las bases cartográficas y geológicas, así como por la elaboración digital de los perfiles geológicos esquemáticos respectivamente.

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BIBLIOGRAFÍA Academia de Ciencias de Cuba (1988). Mapa geológico de Cuba. Escala 1: 250 000. Academia de Ciencias de Cuba (1989). Nuevo Atlas Nacional de Cuba. Colectivo de autores. Alvarez, E., J.R. Fagundo, 1991. SAPHIQ, un sistema para el procesamiento automatizado de datos hidroquímicos. Revista CENIC Ciencias Químicas 22 (1): 59-65. Alvarez E., I. Vinardell, J.R. Fagundo, E. Reguera. M.E. Cardoso (1990). Control de la calidad de las aguas mediante un sistema automatizado. Estudios Geológicos (Madrid), 46 (5-Alvarez et al, 1996 Alvarez, E., J.R. Fagundo, P. González, V. Ferrera, G. Benítez (1996). Aplicación de métodos de simulación química y matemática al estudio de la disolución de carbonatos en diferentes condiciones experimentales. En: Contribuciones a la hidrogeología y medio ambiente en Cuba. Eds.: J.R. Fagundo Castillo, D. Pérez Franco, A. Alvarez Nodarse, J.M. García e I. Morell, Universidad de Castellón (España), 91-103. Antiguedad I. (1986). Estudio hidrogeológico de la cuenca del Nervión-Ibaizabal. Contribución a la investigación de los suistemas acuíferos kársticos. Tesis Doctoral. Univ. del País Vasco, 338 pp. Antiguedad I. (1988). Estudio de acuíferos kársticos a partir de sus respuestas naturales. Aplicación a los sistemas del País Vasco. Rev. de la Soc. Geológica de España. Vol. 1 (1-2), 211-227. Bakalowicz M. (1979). Contribution de la géochimie des eaux á la connaissance de l'aquifére karstique et la karstification. Thése de Doctorat és Sciences Naturelles, Université Pierre et Marie Curie, Paris 6, 269 pp. Antigüedad I. (1997). Un medio particular: El Medio Kárstico. En: Curso Avanzado sobre Contaminación de Aguas Subterráneas. Monitoreo, Evaluación, Recuperación. Universidad de Pinar del Río. Ed. Universidad Jaume I, Castellón, España, Voli\umen 1, 158-166. Appelo C. A. J. and D. Postma, 1993. Geochemistry, Groundwater and Pollution. Ed. Balkema, Rotterdam, Netherlands, 536 pp. APHA-AWWA-WPCF, 1989, Standard Methods for the Examination of Water and Wastewater. 17 ed APHA, AWWA, WPCF. Washington. Armijo-Valenzuela, M. y J. San Martín "Clasificación de las aguas mineromedicinales. En: Curas Balnearias y Climáticas". Talasoterapia y Helioterapia, Ed. Complutense, Madrid, 219-223, 1994a. Armijo-Valenzuela, M. “Aguas carbónicas o aciduladas” (1994b). En: Curas Balnearias y Climáticas. Talasoterapia y Helioterapia, Ed. Complutense, Madrid, 271-277. Bachelier, G. (1971). Dynamique saisonniere de deux sols en climat tempere, RCP du C.N.R.S 40, Ecologie du sol, pp.187-253. Back, W., Cherry, R.N and Hanshaw, B.B. (1966). Chemical equilibrium between the water and minerals of a carbonate aquifer. Nat. Speleol. Soc. Bull., 28 (3): 119-126.

131

Bakalowicz M. (1979). Contribution de la Geochimie des eaux a la connaissance de l'aquifere karstique et de la karstification, These D. Univ. Pierre et Marie Curie, Paris, 269 pp. Bakalowicz M. (1974). Géochimie des eaux d' aquiféres karstiques.I- Relation entre mineralisation et conductivité. Ann Spéléolog, 21 (2): 167-173. Benjamín, T., R. Charles and R. Vidale (1983). Thermodinamic parameters and experimental data for the Na-K-Ca geothermometer. Jour. Volc. Geother. Res., 15: 157-186. Berner R.A. and J.W. Morse (1974): Dissolution kinetics of calcium carbonate. Am. J. Sci. 274: 108-131. Bitton, G. (1994). Role of Microorganisms in Biogeochemical Cycles. In: Wasterwater Microbiology. Ed. Wiley-Liss, 51-73. Bögli, A. (1960). Kalklossung und karrenbildung, Zft. fur Geomorph. Suppl., 2: 4-21. Bögli, A. (1980). Karst Hydrology Heidelberg, New York, pp.254.

and Physical Speleology. Ed. Springer-Verlag, Berlin,

Bray, L.G. (1977). Rapid aggressiveness assessment using conductimetry. Proceeding of the 7 th International Speleological Congress, Scheffield, pp. 61-71. Carrillo-Rivera, J.J Cardona, B and D Moss, 1996. Importance of the vertical component of groundwater flow: a hydrogeochemical approach in the valley of San Luis Potosí, México. Journal of Hydrology. 185: 23-44. Cerón, J.C., A. Pulido-Bosh y A. Padilla (1993). Caracterización hidroquímica y análisis de los estados de equilibrio termodinámico en aguas termominerales de Alhama de Murcia (Murcia, España). Estudios Geol., 49: 49-61. Cofiño Arada, C.E., Cáceres, D., (2002). Particularidades estructurales y determinación del stress principal a partir de la información de un perfil en la parte oriental de la Sierra del Rosario, Pinar del Rio, Cuba. Minería y Geología N 1 del Vol. XIX. Comton R.g. and P.R. Unwin (1990). The dissolution of calcite in aqueous solution at pH < 4; kinetics and mechanism. Phil. Trans. R. Soc. London A, 330: 1-45. Corbel, J. (1959). Erosion en terrain calcaire. Ann. Geog. 68, 97-120. Curl, R. (1965). Solution Kinetics of Calcite. Proc. 4th Intern. Congress Speleolol. Ljubijana 1965, 3: 61-66. Drake, J.J. (1984). Theory and model for global carbonate solution by groundwater. In: Groundwater as a Geomorphic Agent. Ed. R.G. La Fleur. Univ. Hyman, London, 210-226. Drake J. J., Ford D. C., (1974). Hydrochemistry of the Athabasca and North Ssakatchewan river and Rocky mountain in Canada. Water Research, 10 (6): 1192-1198. Dimitrov, D., Velikov, B. and Machkova, M. (1993). Processing of ground water hydrochemical data by means of cluster and discriminant analysis. Hidrogeología (Granada) 8: 25-39. Drever, J. I. (1988). The Geochemistry of Natural Waters. Ed. Prentice Hall, Englewood Cliffs, New Jersey, 430 pp. Dreybrodt, W. (1992). Dynamics of karstification: A model applied to hydraulic structures in karst terraines. Applied Hydrogeology, 3(92): 20-32. Dreybrodt, W. and D. Buhmann (1991). A mass transfer model for dissolution and precipitation of calcite from solutions in turbulent motion. Chemical Geology, 90: 107-122.

132

Dupessy, J.C. and G. Lambert (1878). Le gaz carbonique: polluant majeur de l'atmosphere. La Recherche, 9 (91): 699-698. Émbil, J., 1947 El ácido sulfhídrico de las aguas medicinales de San Diego de los Baños y su posible relación con las calizas fétidas de donde brotan. Archivos del Instituto Nacional de Hidrología y Climatología Médicas, Año I, No 4, 17-20. Ergorov, S.V. y J.R. Luge (1967). Hidrogeología de Cuba. INRH, ICRM, La Habana, 84 Págs, 1967. Espinosa, M.C., M.C., J.R. Fagundo, G. Benítez y R. Mayarí (2000). Desarrollo y aplicación de un modelo matemático en la evaluación de cultivos de Arthrospira máxima. Revista CENIC Ciencias Biológicas, 31 (3): 193-197. FAO/OMS, Normas del CODEX ALIMENTARIUS para aguas minerales naturales. FAO, ROMA, 14 Págs., CL 1996/3-NMW, 1997. Fagundo J.R.(1985). Caracterización de acuíferos mediante relaciones entre contenidos iónicos y parámetros químico-físicos. Revista CNIC Ciencias Químicas 16 (2): 321-325. Fagundo, J.R. (1990). Evolución química y relaciones empíricas en aguas naturales. Efecto de los factores geológicos, hidrogeológicos y ambientales. Hidrogeología (Granada), 5: 33-46. Fagundo J.R.(1996). Química del Agua Kárstica. En Hidroquímica del Karst. Ed. Grupo de Investigación Recursos Hídricos y Geología Ambiental, 11-119, Granada. Fagundo, J.R. (1998). Patrones hidrogeoquímicos y relaciones matemáticas en aguas naturales. Ingeniería Hidráulica, 19 (2): 62-78, ISSN 0253-0678. Fagundo J.R. J.M. Pajón (1985). Contribución al estudio de las relaciones lineales entre contenidos iónicos y parámetros químico-físicos. Efecto de la litología. Ingeniería Hidráulica 6 (1): 12- 29, 1985. Fagundo, J.R., J.J. Valdés, M. Pulina (1990). Hydrochemical investigations in extreme climatic areas, Cuba and Spitsbergen. In: Selected paper from the Intern. Symp. Water Res. Management Protection in Tropical Climate (Stockholm), 45-54. Fagundo, J.R. and Rodríguez, J.E. (1992). Hydrogeochemical pattern and mathematical correlations in karst at the examples of Cuba. Proc. of the Int. Conference on Environmental Changes in Karst Areas. Univ. Padova (Italy) 1991; Quaderni del Dipartimento di Geografia (13): 361-369; (1992): Newsletters 1992, IGCP-299, Guillin (China): 41-45. Fagundo, J.R., J.J. Valdés, J. Rodríguez, J.M. Pajón, A. de la Cruz, A. García, M. Pulina, 1986. Estudio preliminar sobre el proceso de denudación cársica en el polígono cubano-polaco del Pan de Guajaibón. Voluntad Hidráulica, 70/71: 11-15. Fagundo, J.R., J.E. Rodríguez, J.M. Pajón, E. Franco, G. Benítez, A.C. Rodríguez, J. Güerón e I. Abelló, 1993. Caracterización hidroquímica de las aguas del Pan de Guajaibón y otras áreas cársicas cercanas a la Sierra del Rosario. Libro de Comunicaciones I Taller sobre Cuencas Experimentales en el Karst, Matanzas 1992). Ed. Univ. Jaume I, Castellón (España): 43-53. Fagundo, J.R. y J.E. Rodríguez, 1995. Contribución al conocimiento hidrodinámico de los sistemas cársicos del Pan de Guajaibón y la meseta del Guaso a partir de datos hidroquímicos durante las crecidas. En: "El Karst y los acuíferos Kársticos, ejemplos y métodos de estudio". Ed. A. Pulido-Bosch, J.R. Fagundo J. Rodríguez, Univ. Granada (España), 119-135. Fagundo, JR, JE, Rodríguez, V Ferrera y P González, 1997. Geoquímica de acuíferos cársicos de la Sierra del Rosario, Pinar del Río, Cuba. En: Arellano, DM y Gómez–Martín, Editores. Investigaciones Hidrogeológicas en Cuba. Reprografìa LANKOPY, SA, Bilbao (BI-2133-97). 135-149. 133

J.R. Fagundo, J.E. Rodríguez, J. Vega, J.E. Pajón, 1998. Estudio del desarrollo de la carsificación a partir de las respuestas naturales en las emergencias. En: Memorias Geología y Mineria’98. Ed. Centro Nacional de Ingeniería Geológica, I,G.P., La Habana, 215-218. Fagundo, J.R., P. González, M. Suárez, J. Fagundo-Sierra, C. Melián y M. Llerena, 2000a. Origen de la composición química de las aguas naturales y minerales procedentes de acuíferos carbonatados de la Sierra del Rosario. En: Contribución a la Educación y la Protección Ambiental. Editorial Academia, ISCTN 959-02-02535. Vol. 1, 198-203. Fagundo, J.R., J.R., P. González, M. Suárez, J. Fagundo-Sierra, C. Melián, M. Llerena y L. Sánchez, 2000b. Origen de la composición química de las aguas naturales y minerales procedentes de acuíferos no carbonatados de la Sierra del Rosario. En: Contribución a la Educación y la Protección Ambiental. Editorial Academia, ISCTN 959-02-02535. Vol. 1, 204210. Fagundo, J.R., P. González, M. Suárez, J, Fagundo-Sierra, L. Sánchez, B. Peña, C. Melián, 2001. Origen de la composición química de las aguas del sistema hidrotermal San Diego de los Baños-Los Bermejales, Pinar del Río. En: Memorias del VII. Taller de la Cátedra de Medio Ambiente, ISCTN, La Habana. ISBN 959-7136-13-9 (en soporte electrónico). Fagundo, J.R, P.González, M. Suárez, L. Sánchez, B. Peña, 2001. Estimación de la temperatura de los acuíferos profundos del Sistema Hidrotermal San Diego de los Baños-Bermejales. IV Congreso de Geología y Minería, Ingeniería Geológica e Hidrogelogía, Memorias GEOMIN 2001, ISBN 959-7117-10-X, 10 p. Fagundo, J. R, P. González, M. Suárez, C. Melián. J. Pajón, J. Fagundo-Sierra, 2003. Hidrogeoquímica de los flujos locales, intermedios y regionales de la Sierra del Rosario, Pinar del Río. V Congreso de Geología y Minería, Ingeniería Geológica e Hidrogelogía, Memorias GEOMIN 2003, La Habana 24-28 de Marzo. ISBN 959-7117-11-8, 16 p. Fagundo-Sierra, J., J.R. Fagundo, P. González, M. Suárez, 2001. Modelación de las aguas naturales. En: Memorias del VII. Taller de la Cátedra de Medio Ambiente, ISCTN, La Habana 2001. ISBN 959-7136-13-9, 2001 (en soporte electrónico). Fagundo-Sierra, J., J.R. Fagundo, P. González, M. Suárez, C. Melián (2002). Sistema de base de datos de aguas minerales y mineromedicinales (TERMADAT). En: Contribución a la Educación y la Protección Ambiental, 2002. ISBN 959-7136-13-9 (en soporte electrónico). Fagundo Sierra, J., E. Alvarez, I. Vinardell, J.R. Fagundo, P. González., M. Suárez, C. Melián (2004). Sistema informático para la caracterización y control de la calidad de aguas naturales y mineromedicinales. Inédito. Franco, E., J.R. Fagundo, J.M. Pajón, 1987. Resultados de los estudios hidroquímicos realizados en el Pan de Guajaibón en el período Enero 28 a Febrero 17 de 1986. Revista Ciencias de la Tierra, 11, 17 pp. Fouillac, C. and G. Michard (1981). Sodium/Lithium ratio in water applied to geothermometry of geothermal systems. Geothermic, 10:55-70. Ford, D.C. and P. Williams (1989). Karst Geomorphology and Hydrology. Ed. Univ. Hyman, London, pp. 601. Fournier, R.O. (1977). Chemical geothermometers and mixing models for geothermal systems. Geothermics, 5 (1-4): 41-50. Fornier, R.O. (1979). Geothermal and hydrologic considerations and the use of enthalpy-chorine diagrams in the precipitation of underground conditions in hot-springs systems. Jour. Vulc. Geotherm. Res., 5: 1-16. Fournier, R.O. and R. Potter (1979). Magnesium correction to the Na-K-Ca chemical geothermometer, Geochem. Cosmochem. Acta. 43: 1543-1550. 134

Fournier, R.O. and R. Potter, (1982). A revised and expanded silica (quartz) geothemometer. Geothermal Resources Concil Bull., nov. 1982: 3-12. Gams, I. (1972). Efect of runoff on corrosion intensity in the northwest Dinaric karst. Trans. Cave Res. Gp. GB. 14 (2): 78-83. Gams, I. (1976). Variation of total hardness of karst waters in relation to discharge (case studied in Slovenia, Yugoslavia). Proc. Int. Symp. Karst Denudation, Ljubljana 1975, pp. 41-58. Garay P y Morell I. Tasas de disolución en regiones kársticas españolas.(1989). En: El Karst en España. Ed. J.J Durán y J. López Martínez. Edigrafos S.A., Madrid: 257-264. González, P. (1997). Estudio a escala de laboratorio de los procesos de interacción agua-roca. Tesis en opción al título de Maestro en Ciencias del Agua. CNIC, La Habana, 1997. González, P., M. Suárez, G.Beníitez, J. Ramírez y J.R. Fagundo, 2000. Caracterización de aguas minerales de algunos yacimientos del país. Le Monde du Thermalisme. Ed. L’ Organisation Mondiale du Thermalisme (O.M.Th). París (Francia), 14-15. González, P., M. Llerena, M. Suárez, J.R. Fagundo, C. Melián, B. Luna, I. Herrera, 2001. Sectorización de las aguas naturales y mineromedicinales de las montañas de la Sierra del Rosario y las Alturas del Mariel. En: Memorias del VII. Taller de la Cátedra de Medio Ambiente, ISCTN. La Habana. ISBN 959-7136-13-9 (en soporte electrónico). González, P., B. Peña, J. R. Fagundo, F. R. Delgado, M. Suárez, C. Melián, 2002. Aguas mineromedicinales en el occidente de Cuba. En: Contribución a la Educación y la Protección Ambiental, 2002. ISBN 959-7136-13-9 (en soporte electrónico). Hem J.D., (1970). Study and interpretation of chemical characteristics of natural water (2o Ed.): U. S. Geological Survey Water-Supply Paper 1473, 361 pp. Hernández R. Análisis químico de muestras de agua de la Sierra del Rosario. Inédito Hussein, M.T, A. G. Bazuhair and M. Hamza (1994). Thermal springs in Jizn and Al-Lith area, Saudi Arabia. Publicationes New Actualités. Int. Soc. Of Hydrothemal Technics. No. 3: 36-41. Hutchinson, G.E. (1957). A treatise on Limnology. Geography, Physics and Chemistry. Ed. Willey and Sons, New York, pp. 1 015. Keith Todd D., (1957). Ground Water Hydrology. John Wiley and Sons. New York, London, 136 pp Krawczyk, W. (1992). Methods of field analytic of karst water. In: Hydrochemical methods in dynamic geomorphology. Scientific Works of Silesian University in Katowice, Katowice, (1254), 65-83. Llerena, M., P. González, J. R. Fagundo, M. Suárez, C. Melián, 2001. Aguas naturales, minerales y mineromedicinales de la Sierra del Rosario y las Alturas del Mariel. Regionalización de acuerdo a su tipo hidroquímico, mineralización, temperatura y uso terapéutico. En: Memorias del VII. Taller de la Cátedra de Medio Ambiente, ISCTN. La Habana. ISBN 959-7136-13-9 (en soporte electrónico). López-Chicano, M. y A. Pulido-Bosch (1996). “Observaciones hidrogeológicas e hidroquímicas sobre manantiales termominerales de Alhama de Granada (Cordilleras Béticas. España)”. Geogaceta (España), 19: 134-137. Miotke, F.D. (1974). Carbon dioxide and the soil atmosphere. The importance of CO2 for karst processes. Abh. Karst Hohlenkunde, A. 9: 1-49. Markowicz, M and Pulina M. Ilosciowa polmikroanaliza chemicza wód w obszarach krasu weglanowego, 1979. University Slaskiego, Slaski. Poland 54 pp. Maire R. Karst and hydrogeology syntesis. Spelunca, Supp. 3, 7-8, 1981. 135

Mateo J., Rodríguez y Manuel Acevedo González (1989). Nuevo Atlas Nacional de Cuba . Miles, L.J. and K. J.Yost (1982). Quality analysis of USGS precipitation chemistry data for New York: atmospheric environment, 16 (12): 2889-2898. 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. Morales I. (1991). Estudio hidrogeológico de la zona norte de Vizcaya. Tesis Doc. Sci. Geológicas. Univ. País Vasco, 503 pp. Morell, I. “Origen del Termalismo. Geotermómetros. Algunas peculiaridades hidrogeoquímicas de las aguas termales”. Tercera Jornada sobre Termalismo. Grupo Nacional de Termalismo. Santa Clara (Cubas), 24 de Noviembre de 1995, 19 Págs., 1995. Moreno, A.M. Comportamiento de los parámetros físico-químicos de las aguas mineromedicinales del sector San Miguel (San Miguel de los Baños, Matanzas, Cuba). Tesis de Maestría en Ciencias del Agua. CNIC, 1999. NC. 93-11(1986). Norma de Fuentes de Abastecimiento. Oficina Nacional de Normalización. (NC), 6 pp. NC. 93-07-1986. Norma Cubana de Lugares de Baño en costas y en masas de aguas interiores. Oficina Nacional de Normalización (La Habana, Cuba). N.C 2: 1996. Norma Cubana: Agua de Bebida Envasada. Especificaciones, Oficina Nacional de Normalización (La Habana, Cuba), 5 pp. N.C. 93–01–218: 1995. Norma Cubana de Aguas Minerales. Oficina Nacional de Normalización (La Habana, Cuba), 8 pp. N.C. 93–02: 1985. Norma Cubana de Agua Potable. Oficina Nacional de Normalización (La Habana, Cuba), 8 Págs., 1985. Peláez, R, M. Olivares, M. del C. Núñez, y M. Valdivia, 1990. Informe sobre la búsqueda detallada y exploración orientativa de las aguas minero-medicinales San Diego Bermejales. Ministerio de la Industria Básica, Centro Nacional del Fondo Geológico, La Habana, Cuba. 159 pp. Peláez, R., 1998. Potencial de aguas minerales de la Provincia de Pinar del Río. Empresa Pinar del Río, Dirección Provincial de Planificación y Empresa Geólogo Minera del MINBAS, Pinar del Río. Marzo: 16 pp. Peña, B., J. R. Fagundo, F.R. Delgado, L. Orbera, 2001. Caracterización de fuentes minerales en el Distrito Físico Geográfico Pinar del Río, Cuba. IV Congreso de Geología y Minería, Ingeniería Geológica e Hidrogelogía, Memorias GEOMIN 2001, ISBN 959-7117-10-X, 9 pp. Pulido-Bosch, A. (1989). Caracterización Hidroquímica del Campo de Dalias (Almería). Ed. Instituto Andaluz de Reforma Agraria, España: pp. 265. Pulina, M. (1971). Observations of the chemical denudation of some karst areas of Europe and Asia. Studia Geomorphol. Carpatho-Balcanica, 5: 79-92. Pulina, M. (1974). Denudacja Chemiczna Obszarach Krasu Weglanowego. Ed. Prace Geogr. IG PAN, Warszawa, pp. 159. Pulina, M. (1992). Karst denudation. In: Hydrochemical methods in dynamic geomorphology. Scientific Works of Silesian University in Katowice, Katowice, (1254), 16-39.

136

Pulina, M. y J.R. Fagundo (edit), 1984. The Dynamic of the Contemporary Karstic Processes in the Tropical Area of Cuba. Preliminary report of the field investigations performed by the Expedition Guajaibon' 84 in the winter season 1984. Univ. Slaski, Sosnowiec (Polonia), 42 pp. Pulina, M. y J.R. Fagundo, 1992. Tropical karst and chemical denudation of western Cuba. Geographia Polonica (Warsow) 60: 195-216. Pszczolkowski, A., 1978. Geosynclinal sequences of the Cordillera de Guaniguanico in western Cuba, their lithostratigraphy, facies development and paleogeography. Acta Geológica Polónica, 28 (1) 1-96. Rauch, H.W. and White, W.B. (1977). Dissolution kinetics of carbonate rocks. 1. Effects of lithology on dissolution rate. Water Research, 3 (2): 381-394. Renault, P. (1979). Mesures periodiques de la pCO2 dans les Grottes Francaises du Cours de les DIX Dernieres Anneis. Actes du Symposium International sur l' Erosion Karstique, UIS, pp. 1333. Rodríguez J.E., Fagundo J.R., Cutié, Cruz C. y Franco E. (1989). Hidrología cársica del macizo del Pan de Guajaibón, Sierra del Rosario, Pinar del Río, Cuba, durante el año hidrológico Noviembre de 1984 - Octubre de 1985. Monografía. Ed. Academia de Ciencias, 60 pp. Rodríguez J.E., Fagundo J.R., Spassov K. (1991). Caracterización hidrológica e hidroquímica del carso de la meseta del Guaso (Guantánamo, Cuba). Lapiaz Monografía III, 3-21. Rodríguez, J.E., J.R. Fagundo, M. Pulina. Hidrología y dinámica de los procesos cársicos tropicales contemporáneos en Cuba. Libro de Comunicaciones I Taller sobre Cuencas Experimentales en el Karst, Matanzas 1992). Ed. Univ. Jaume I, Castellón (España): 105-130, 1993. Rodríguez, J.E. y J.R. Fagundo, 1995, Hydrology and dynamics of tropical karst processes in Cuba. Studia Carsologica (Brno) 6: 42- 54. Roques, H. et C. Ek. (1973). Etude experimentale de la dissolution de calcaires par une eau chargee de CO2. Ann. Speleol., 24 (4): 549-563. San Martín J. y M. Armijo-Castro (1994). "El azufre en las aguas mineromedicinales: aguas sulfatadas y aguas sulfuradas". En: Curas Balnearias y Climáticas. Talasoterapia y Helioterapia, Ed. Complutense, Madrid, 243-256. Sauro, U. and Meneghel, M. (1986). Aspects of Karst erosion in the Venetian Pearl. 9th Congress Int. de Espeleología, Barcelona 1986, 1: 35-35. Schoeller H. (1962). Les eaux souterraines. Masson, Paris, 642 pp. Shuster E.T. and White W.B. (1971). Seasonal fluctuation in chemistry of limestone springs: a possible mean for characterising aquifers. J. Hydrology 14: 93-128. Sjoberg, E.L. and Rickard, D.T. (1984). Temperature dependence of calcite dissolution kinetics between 1 and 62 °C at pH 2,7 to 8,4 in aqueous solution. Geochim. Cosmochim. Acta, 48: 485-493. Smith, D.I. and T.C. Atkinson (1976). Process, landforms and climate in limestone regions. In: Geomorphic and Climate. Ed. E. Derbyshire, pp. 369-409. Tóth, J., 1995. Groundwater as a geological agent. An overview of the causes, processes and manifestations. Hydrogeology Journal 7, 1-14. Trelles, F, 1948. Análisis de algunas de las aguas minero-medicinales cubanas estudiadas por este Instituto. Archivos del Instituto de Hidrología, Climatología Médicas, Año 2, No 2, 171-184. Truesdell, A.H. (1976). GEOTHERMS, a geothermometric computer program for hot spring systems. Proc. Second U.H. Symp. On the Development. 137

Urbani, F. (1991). Geotermia en Venezuela. Ed. GEOS, No. 31, 1-347. Valdés, J.J. y De la Cruz, A. (1981). Caracterización geomatemática de las aguas de la cuenca del río Cuyaguateje. Coloquio Internacional sobre Hidrología de la región del Caribe, La Habana, pp. 277-287. Wallin, M. and Bjerle, J. (1989). Rate models of limestone dissolution: A comparison. Geochim. Cosmochim. Acta, 53: 1 171- 1 176. Weyl, P.K. (1958). The solution kinetics of calcite. J. Geol., 66: 163-1

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RELACIÓN DE TABLAS Y FIGURAS Tablas Tabla 2.1 Principales formaciones geológicas de la sierra de rosario y su litología (texto) Tabla 3.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario (anexo) Tabla 3.2. Resumen del inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario (texto) Tabla 3.3. Coordenadas de los manantiales y pozos de la Sierra Del Rosario (anexo) Tabla 3.4. Relaciones estequiométricas de aniones y cationes correspondientes a los 27 x 27 =729 patrones hidrogeoquímicos de las aguas naturales (anexo) Tabla 3.5. Concentraciones mínimas de los componentes especiales de las aguas minerales, establecidas en Norma Cubana de Agua Mineral. (anexo) Tabla 3.6. Requisitos bacteriológicos establecidos en la Norma Cubana de Agua Potable (anexo) Tabla 3.7.1. Equilibrios y expresiones del diagrama de estabilidad del sistema: MgO - Al2 O3 - Si2 O3 - H2O a 25 ºC (anexo) Tabla 3.7.2. Equilibrios y expresiones del diagrama de estabilidad del sistema: Na2O - Al2 O3 - Si2 O3 - H2O a 25 ºC (anexo) Tabla 3.7.3. Equilibrios y Expresiones del diagrama Eh-pH (anexo) Tabla 4.1.0. Composición química media de la lluvia de la Sierra del Rosario (anexo) Tabla 4.1.1. Composición química de manantiales y arroyos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicos de la asociación ofiolítica (anexo) Tabla 4.1.2. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan esquistos y areniscas y calizas de la Fm. Manacas. Flujos de corto recorrido (anexo) Tabla 4.1.3. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan esquistos y areniscas y calizas de la Fm. Manacas. Flujos de recorrido mayor (anexo) Tabla 4.1.4. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario: Flujos locales que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano (anexo) Tabla 4.1.5. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario: Flujos intermedios que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano (anexo) Tabla 4.1.6. Composición química de aguas de infiltración en las cuevas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (anexo) Tabla 4.1.7. Composición química de manantiales, de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (anexo) Tabla 4.1.8. Composición química de surgencias y resurgencias cársicas, de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (anexo) Tabla 4.1.9. Composición química de manantiales de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara (anexo) Tabla 4.1.10. Composición química de manantiales de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara (anexo) Tabla 4.1.11. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo)

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Tabla 4.1.12. Composición química de resurgencias kársticas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo) Tabla 4.1.13. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo) Tabla 4.1.14 Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica y con esquistos de la Fm. San Cayetatano (mezcla de litologías) (anexo) Tabla 4.1.15. Composición química de manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica, así como con areniscas de la Fm. San Cayetano (anexo) Tabla 4.1.16. Composición química del pozo P 1 a diferentes profundidades (anexo) Tabla 4.1.17. Composición química media de las muestras de la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.2.0. (anexo)

Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Agua de lluvia

Tabla 4.2.1. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicos de la asociación ofiolítica (anexo) Tabla 4.2.2. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales de corto recorrido que drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas (anexo) Tabla 4.2.3. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario Flujos locales de mediao recorrido que drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas (anexo) Tabla 4.2.4. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano (anexo) Tabla 4.2.5. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano (anexo) Tabla 4.2.6. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Aguas de infiltración en las cuevas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (Sierra del Pan de Guajaibón) (anexo) Tabla 4.2.7. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Aguas de manantiales de la Sierra del Rosario (valles altos entre la Sierra del Pan de Guajaibón y Sierra Chiquita). Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (anexo) Tabla 4.2.8. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Aguas de surgencias y resurgencias cársicas de la Sierra del RosarioFlujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (Sierra del Pan de Guajaibón) (anexo) Tabla 4.2.9. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara (anexo) Tabla 4.2.10. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara (anexo0

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Tabla 4.2.11. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales, pozos y resurgencias kársticas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo) Tabla 4.2.12. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Resurgencias kársticas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo) Tabla 4.2.13. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo) Tabla 4.2.14. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica y con esquistos de la Fm. San Cayetatano (mezcla de litologías) (anexo) Sierra del Rosario. Flujos intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica, así como con areniscas de la Fm. San Cayetano (anexo0 Tabla 4.2.16. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Pozo a diferentes profundidades (anexo) Tabla 4.2.17. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales, pozos y surgencias cársicas de la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.3. Principales procesos geoquímicos (texto) Tabla 4.3.1. Procesos geoquímicos que explican la composición química de Cajalbana 1 (anexo) Tabla 4.3.2. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo P 3 (40 m) (anexo) Tabla 4.3.3. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Mil Cumbres Sulfuroso (anexo) Tabla 4.3.4. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo P 4 (anexo) Tabla 4.3.5. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Rancho Mar (anexo) Tabla 4.3.6. Procesos geoquímicos que explican la composición química del arroyo La Sed (anexo) Tabla 4.3.7. Procesos geoquímicos que explican la composición química del arroyo del Sumidero Mamey (anexo) Tabla 4.3.8. Procesos geoquímicos que explican la composición química de las aguas de infiltración de la cueva Lechuza (anexo) Tabla 4.3.9. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Macagua (anexo) Tabla 4.3.10. Procesos geoquímicos que explican la composición química de la surgencia Ancón (anexo) Tabla 4.3.11. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Lucas 1 (anexo) Tabla 4.3.12. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Cacarajícara Sulfuroso (anexo) Tabla 4.3.13. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Mil Cumbres(anexo) 141

Tabla 4.3.14. Procesos geoquímicos que explican la composición química de la resurgencia Bacunagua (anexo) Tabla 4.3.15. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial La Pastora (anexo) Tabla 4.3.16. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo El Sitio (anexo) Tabla 4.3.17. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial El Templado (anexo) Tabla 4.3.18. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo P 1 (120 - 200 m) (anexo) Tabla 4.4. Principales procesos geoquímicos (continuación). Fórmulas de las plagioclasas de la Fm. San Cayetano (texto) Tabla 4.5.1. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+),o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.5.2. Transferencia de masas (mg/) originada por disolución o reacción química (+),o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.5.3. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+),o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.5.4. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos locales e intermedios) en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.5.5. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+),o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca (flujos de carácter más regional y profundo) en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.5.6. Transferencia de masas (mg/l) originada por disolución o reacción química (+), o por precipitación o consumo (-) en los procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción agua subterránea – roca y mezcla de aguas (flujos de carácter más regionales y profundo) en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.6. Parámetros químico físicos de los principales manantiales y pozos del sector hidrogeológico San Diego de los Baños – Los Bermejales (texto) Tabla 4.7.1. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Manacas (grupo 2). Tabla 4.7.2. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Asociación Ofiolítica (grupo 1) (texto) Tabla 4.7.3. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Guajaibón (grupo 4) (texto) Tabla 4.7.4. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Sierra Azul-Fm. Cacarajícara (grupo 5) (texto) Tabla 4.7.5. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Mezcla de litologías (grupo 6) (texto) Tabla 4.7.7. Matriz de correlación. Línea de flujo: lluvia – Fm. Artemisa – Aguas termales Ca-SO4 (grupos 6 y 7) (texto) Tabla 4.8. Indicadores de la variación estacional de la temperatura y de los sólidos solubles totales en las aguas de la Sierra del Rosario (texto) 142

Tabla 4.9.1. Resultados de la modelación mediante ecuaciones lineales (con intercepto cero) de fuentes de aguas seleccionadas de la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.9.2. Resultados de la modelación mediante ecuaciones lineales (con intercepto cero) de fuentes de aguas de la Sierra del Rosario agrupadas por la Fm. Geológica correspondiente (texto) Tabla 4.I0. Correlación entre los factores y las variables seleccionadas y porcentaje de varianza extraída por los factores principales. Sistema hidrotermal San Diego de los Baños - Los Bermejales (texto) Tabla 4.11.1. Grupos balnelógicos correspondientes a las aguas minerales estudiadas en la Sierra del Rosario (texto) Tabla 4.11.2. Tipos de agua por su potencial acción terapeútica (texto) Tabla 4.12.1. Valores de los índices de saturación (IS) con respecto a los minerales cuarzo, calcedonia, calcita, dolomita, yeso y anhidrita de las aguas mineromedicinales de San Diego de los Baños y Los Bermejales (texto) Tabla 4.12.2. Valores de las temperaturas (oC) de los acuíferos básicos que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños y Los Bermejales, determinadas mediante diferentes geotermómetros (texto) Tabla 4.12.3 Resultados más aceptables de las temperaturas de los acuíferos profundos que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños y Bermejales (texto) Tabla 4.12.4. Estimación de la profundidad alcanzada por las aguas en los reservorios que alimentan los manantiales de San Diego de los Baños y Bermejales (texto) Tabla 4.13. Comparación entre los valores de potenciales de oxidación reducción y contenidos de H2S reales con los obtenidos por cálculo numérico (texto) Tabla 4.14.1. Variación del contenido de H2S de las aguas minerales con la profundidad (texto) Tabla 4.14.2. Variación diaria del contenido de H2S del pozo P 1 (San Diego de los Baños) durante 768 días (texto) Tabla 4.14.3. Variación del contenido de H2S (mg/l) de algunas fuentes de aguas minerales (texto) Tabla 4.13.4. Variación del contenido de H2S (mg/l) en el pozo P 1 (San Diego de los Baños) como resultado de la explotación continua (texto) Tabla 4.14.1. Resultados de los experimentos de simulación agua-carbonato en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2 (texto) Tabla 4.14.2. Valores de las mediciones efectuadas en emergencias en similar litología a la de los experimentos de laboratorio (texto) Tabla 4.15. Contenido de CO2 medido en suelos de diferentes latitudes (texto) Tabla 4.16. Magnitud de la denudación química (m3/km2año-1) en regiones cársicas de diferentes zonas climáticas (texto)

FIGURAS Figura 2.1. Esquema de ubicación de la Sierra del Rosario (texto)

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Figura 2.2 Esquema de ubicación del área de estudio (texto) Figura 2.3. Esquema geológico de la Sierra del Rosario (texto) Figura 2.4.1 Mapa geológico con secciones seleccionadas para el estudio de la disposición de las secuencias estratigráficas de la Sierra del Rosario (texto) Figura 2.4.2. Estratigrafía de las secciones transversales seleccionadas en la Sierra del Rosario (mostradas en la figura 2.4.1) (texto) Figura 4.1.1. Distribución espacial de los tipos de aguas que ocurren en la Sierra del Rosario (texto) Figura 4.1.2 Distribución por grado de mineralización de las aguas de la Sierra del Rosario (texto) Figura 4.1.3. Distribución espacial las aguas de la Sierra del Rosario por temperatura (texto) Figura 4. 2.1 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector Cajalbana–El Sitio (La Palma) (anexo) Figura 4. 2.1 b. Diagrama de Stiff. Sector Cajalbana – El Sitio (La Palma) (anexo) Figura 4. 2.2 a Diagrama de Piper-Hill. Sector Pan de Guajaibón (anexo) Figura 4. 2.2 b. Diagrama de Stiff. Sector Pan de Guajaibón (anexo) Figura 4. 2.3 a Diagrama de Piper-Hill. Sector Rancho Lucas-Cacarajícara (Bahía Honda) (anexo) Figura 4. 2.3 b. Diagrama de Stiff. Sector Rancho Lucas-Cacarajícara (Bahía Honda) (anexo) Figura 4.2.4 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector Mil Cumbres (La Palma) (anexo) Figura 4.2.4 b. Diagrama de Stiff. Sector Mil Cumbres (La Palma) (anexo) Figura 4.2.5 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector Cayajabos-Las Terrazas-San Cristóbal (Artemisa, Candelaria, San Cristóbal) (anexo) Figura 4.2.5 b. Diagrama de Stiff. Sector Cayajabos-Las Terrazas-San Cristóbal (Artemisa, Candelaria, San Cristóbal) (anexo) Figura 4.2.6 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector San Diego-Bermejales (Los Palacios) (anexo) Figura 4.2.6 b. Diagrama de Stiff. Sector San Diego-Bermejales (Los Palacios) (anexo) Figura 4.3.1. patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación ofiolítica. Flujos locales (anexo) Figura 4.3.2. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas. Flujos locales (anexo) Figura 4.3.3. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano. Flujos locales e intermedios (anexo) Figura 4.3.4. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Guajaibón. Flujos locales (anexo) Figura 4.3.5. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fms. Sierra Azul y Lucas. Flujos locales (anexo) Figura 4.3.6. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa. Flujos locales (anexo) Figura 4.3.7. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa. Flujos intermedios (anexo)

144

Figura 4.3.8. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras rocas: esquistos y areniscas y rocas ultrabásicas (mezcla de litologías). Flujos intermedios (anexo) Figura 4.3.9. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras rocas: esquistos y areniscas y rocas ultrabásicas (mezcla de litologías). Flujos de carácter más regional y profundo (anexo) Figura 4.3.10. Variación de los patrones hidrogeoquímicos de las aguas del pozo P 1 con la profundidad (anexo) Figura 4.4.1. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica (anexo) Figura 4.4.2. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita, excluyendo el magnesio de los cálculos. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica (anexo) Figura 4.4.3. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas (anexo) Figura 4.4.4. Diagrama de Tillman Tombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales e intermedios que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano (anexo) Figura 4.4.5. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (anexo) Figura 4.4,6. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul y Lucas, e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara (anexo) Figura 4.4.7. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa(anexo) Figura 4.4.8. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa, incluyendo aquellos flujos que también interactúan con otras litologías (anexo) Figura 4.4.9. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos regionales (drenaje profundo) que drenan calizas de la Fm. Artemisa (anexo) Figura 4.4.10. Diagrama de Tillman Trombe donde se aprecia el lugar que ocupan diferentes tipos de agua en la Sierra del Rosario (texto) Figura 4.4.11. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica (texto) Figura 4.4.12. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales que drenan esquistos, arenisacas y carbonatos de la Fm. Manacas (texto) Figura 4.4.13. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la formación Guajaibón (texto) Figura 4.4.14. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara (texto) Figura 4.4.15. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (texto) Figura 4.4.16. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). a) Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa (Grupo 6); b) Flujos intermedios que drenan sedimentos 145

constituidos por mezclas de rocas (grupo 7) y c) Flujos intermedios que drenan areniscas de la Fm. San Cayetano (Grupo 8) (texto) Figura 4.4.17. Valores de RSC y RSD en función de los SST (TDS). Flujos intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras litologías(texto) Figura 4.4.18. Relación (log (aMg2+)/(a2H+) Vs log aH4SiO4) correspondiente al sistema multifasético MGO Al2 O3 - Si2 O3 - H2O a 25 oC, donde aparece la ubicación de diferentes manantiales y pozos correspondientes a acuíferos no carbonatados de la Sierra del Rosario (anexo) Figura 4.4.19. Relación (log (aMg2+)/(a2H+) Vs log aH4SiO4) correspondiente al sistema multifasético Na2O - Al2 O3 - Si2 O3 - H2O a 25 ºC, donde aparece la ubicación de diferentes manantiales y pozos correspondientes a acuíferos no carbonatados de la Sierra del Rosario (anexo) Figura 4.5. Procesos hidrogeoquímicos representados mediante Diagramas de Stiff (San Diego de los Baños-Bermejales) (texto) Figura 4.6.1. Mezcla de aguas entre el pozo P1 (232-320 m) y el pozo P2 (90 m) que explica la composición química de los manantiales de San Diego de los Baños (El Templado y La Gallina) y M1-Bermejales (anexo) Figura 4.6.2. Mezcla de aguas entre el manantial Mil Cumbres y el pozo P4 A (103-206 m) que explica la composición química de algunas muestras de los pozos P1 y P3 (sector hidrogeológico San Diego de los Baños-Bermejales) (anexo) Figura 4.6.3. Mezcla de aguas entre el pozo P1 (231-320 m) y el pozo P4 A (103-206 m) que explica la composición química del manantial M1-Bermejales y algunas muestras de los pozos 12, 4 y 4 A (sector hidrogeológico San Diego de los Baños -Bermejales) (anexo) Figura 4.7. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas minerales sulfuradas de la Sierra del Rosario (texto) Figura 4.8. Relación de la concentración del calcio con el TDS, para las aguas de la Sierra del Rosario (texto) Figura 4.9. Sistema de flujos de la Sierra del Rosario (temperatura en oC; concentraciones iónicas aproximadas en mg/l) (texto) Figura 4.10.1. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Sumidero Mamey (anexo) Figura 4.10.2. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Resurgencia Canilla (anexo) Figura 4.10.3. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Surgencia Ancón (anexo) Figura 4.10.4. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Manantial Mil Cumbres (anexo) Figurua 4.10.5. Series temporales de CE, TSS, SO42- y Na+. Pozo P 1 (anexo) Figura 4.10,6. Efecto del bombeo continuo sobre la temperatura (oC), TSS (mg/l) y las concentraciones de SO42-, Ca2+ y H2S (mg/l) de las aguas del Pozo 1m (anexo) Figura 4.11.1. Regresiones y correlaciones lineales. Asociación Ofiolítica (anexo) Figura 4.11.2. Regresiones y correlaciones lineales. Fm. Manacas (anexo) Figura 4.11.3. Regresiones y correlaciones lineales. Fm. San Cayetano (anexo) Figura 4.11.4. Regresiones y correlaciones lineales. Fm Guajaibón (anexo) Figura 4.11.5. Regresiones y correlaciones lineales. Formaciones Sierra Azul, Lucas y Cacarajícara (anexo) Figura 4.11.6. Regresiones y correlaciones lineales. Fm Artemisa (flujos locales e intermedios) (anexo) 146

Figura 4.11.7. Regresiones y correlaciones lineales. Fm Artemisa, Flujos de carácter más regional y profundo, incluyendo las aguas que interactúan con otras litologías (anexo) Figura 4.12. Variación temporal de la composición química de aguas que drenan diferentes litologías en la cuenca del río San Marcos, Sierra del Rosario (Pinar del Río): Arroyo Mmey (esquistos y areniscas); Resurgencia Canilla, Surgencia Ancón y Manantial Mil Cumbres (calizas) (anexo) Figura 4.13. Distribución de las fuentes de agua estudiadas en la Sierra del Rosario y ubicación de los principales focos contaminantes de la región y su inmediaciones (anexo) Figura 4.14.1. Dendograma que muestra los grupos de variable clasificadas por el método de cluster. Por muestra (texto) Figura 4.14.2. Dendrograma que muestra los grupos numéricos de datoa determinados por el método de cluster por datos (texto) Fig. 4.14.3. Distribución de las variables en el plano definido por los factores I y II (texto) Figura 4.14.4. Distribución de los datos en el plano definido por los factores I y II (texto) Figura 4.15. Distribución de las aguas de la Sierra del Rosario acorde a los grupos balneológicos presentes (texto) Figura 4.16. Diagrama de estabilidad Eh-pH (texto) Figura 4.17. Correlación de la diferencia de potencial redox (∆Eh) con el logaritmo de la concentración de sulfhídrico (H2S) (texto) Figura 4.18.1. Variación en el tiempo de las concentraciones de CO2, HCO3-, Ca2+ y Mg2+, del pH y la conductividad eléctrica del fichero Cinet8 (caliza de la Fm. Guajaibón). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2 (texto) Figura 4.18.2. Variación en el tiempo de las concentraciones de CO2, HCO3-, Ca2+ y Mg2+, del pH y la conductividad eléctrica del fichero Cinet24 (caliza de la Fm. Artemisa). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2 (texto) Figura 4.18.3. Diagrama de Tillaman Trombe donde se aprecia la variación de la concentración de CaCO3 hasta el establecimiento del equilibrio químico (experimento CINET8). (caliza de la Fm. Guajaibón). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2 (texto) Figura 4.18.4. Diagrama de Tillaman Trombe donde se aprecia la variación de la concentración de CaCO3 hasta el establecimiento del equilibrio químico (experimento CINET24). (caliza de la Fm. Artemisa). Experimento en condiciones de sistema cerrado respecto al CO2 (texto) Figura 4.18.5. Resultados comparativos entre los valores reales y los obtenidos por simulación para el fichero Cinet8 (caliza de la Fm. Guajaibón), con n=0.57 (anexo) Figura 4.18.6. Resultados comparativos entre los valores reales y los obtenidos por simulación para el fichero Cinet24 (caliza de la Fm. Artemisa), con n=0.62 (anexo) Fig. 4.19.1. Variación estacional de la conductividad eléctrica en las aguas del arroyo Mamey, la resurgencia Canilla, la surgencia Ancón y el manantial Mil Cumbres en el período 1984- 1989 (texto) Fig. 4.19.2. Distribución de frecuencia de la conductividad eléctrica de las aguas del arroyo Mamey, la resurgencia Canilla, la surgencia Ancón y el manantial Mil Cumbres (texto) Fig. 4.19.3. Relación entre precipitación, caudal, temperatura, CO2, pH, RSC, RSD, Ca2+, Mg2+, HCO3-, Cl-, CaCO3, TSS y CE). Resurgencia Canilla durante el período 1984-1989 (texto)

147

Fig. 4.19.4. Efecto de las precipitaciones sobre el caudal, la mineralización (TSS) y el caudal químico en la resurgencia Canilla durante el período 1984-1989 (texto) Fig. 4.19.5. Efecto de las precipitaciones (P) sobre el caudal (Q), la conducividad eléctrica (CE)y la composición química del agua (expresada mediante diagramas de Stiff) en la resurgencia Canilla, cuenca del río San Marcos, Sierra del Rosario, durante una crecida en septiembre de 1984 (texto) 4.19.6. Variación temporal de las precipitaciones, el caudal, la temperatura, la conductividad eléctrica y la composición química del agua en la resurgencia Canilla y la surgencia Ancón (febrero de 1985) (texto) 4.19.7. Variación temporal de las precipitaciones, el caudal, la temperatura , la conductividad eléctrica y la composición química del agua en la resurgencia Canilla (febrero-marzo de 1987) (anexo) 4.19.8. Variación temporal de las precipitaciones, el caudal, la temperatura , la conductividad eléctrica y la composición química del agua en la surgencia Ancón (febrero-marzo de 1987) (anexo) 4.19.9. Relación entre la intensidad de la denudación cársica y el escurrimiento en diferentes latitudes (según Smith y Atkinson, 1976). P: precipitation, E: evapotranspiración (texto)

148

ANEXOS Tablas del Anexo Figuras del Anexo Catálogo Hidroquímico de la Sierra del Rosario

149

Tablas del Anexo

150

Tabla 3.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario Grupo

Rocas drenadas

No Punto de agua

N

Flujo Captación

Descripción

1

Formación geológica Asoc. Ofiolítica

Serpentinitas

2

Fm. Manacas

Esquistos, areniscas y calizas

3

Fm. San Cayetano

Esquistos y areniscas

4

Fm. Guajaibón

Calizas masivas

5 6 7 8 9 1 2 3 4 53 54 55 56 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20

Cajalbana 1 Cajalbana 2 Cajalbana 3 Cajalbana 4 Cajalbana 5 Arroyo la Sed Pozo Minero Arroyo Sumidero Mamey M. Fluoresceina Pozo P 3 (40 m) M. Mil Cumbres Sulfuroso Pozo P 4 Manantial Rancho Mar Cueva Lechuza Cueva mamey Cueva Ancón Cueva Canilla M. Macagua M. Cuchillas de Sagua M. de los Mameyes M. de los Mineros M. Conuco de la Bija Resurgencia Canilla Surgencia Ancón

6 4 3 2 2 4 1 28 3 1 3 7 1 9 4 4 4 3 2 4 3 2 39 38

FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL FI FI FI FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL

Arroyo Arroyo Arroyo Arroyo Arroyo Arroyo Pozo Arroyo Manantial Pozo Manantial Pozo Manantial Cueva Cueva Cueva Cueva Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Resurgencia Resurgencia

21

Resurgencia Ancón 2

10

FL

Resurgencia

22 23

Manantial Fernado Manantial La Curra

5 5

FL FL

Resurgencia Resurgencia

Manantiales y arroyos de corto recorrido Manantiales y arroyos de corto recorrido Manantiales y arroyos de corto recorrido Manantiales y arroyos de corto recorrido Manantiales y arroyos de corto recorrido Arroyo de corto recorrido Pozo poco profundo Arroyos de mediano recorrido Mediano recorrido Captado a 40 m de profundidad Manantial de agua sulfurada Pozo de prospecciónn con agua sulfurada Manantial de agua sulfurada Agua de infiltración en las cuevas Agua de infiltración en las cuevas Agua de infiltración en las cuevas Agua de infiltración en las cuevas Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, corto recorrido del agua Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Resurgencia, flujo de mediano recorrido Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido Surgencia cársica, flujo de mediano recorrido Surgencia cársica, flujo de mediano recorrido

151

Tabla 3.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario (continuación) Grupo 5

6

Formación geológica Fms Sierra Azul,. Lucas y Cacarajícara

Fm. Artemisa

Rocas drenadas

No

Punto de agua

N

Flujo Captación

Descripción

Calizas estratificadas, calizas margosas, silicitas, brechas y calcarenitas

24 25 26 27

1 1 1 3

FL FL FL FL

Manantial Manantial Manantial Manantial

Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido

28

M. Lucas 1 M. Lucas 2 M. Lucas a 3 M. Cacarajícara no Sulfuroso M. Cacarajícara Sulfuroso

2

FI

Manantial

29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 30A 41

M. Caimito M. Mil Cumbres M. Kiquere M. Recogedor M. Batea M. San Marcos M. El Cuatro M. Juan Carmona M. Majagua M. San Juan no Sulfuroso Pozo P 2 (90 m) Pozo P3 (173 m) M. El Perdido (ElSitio) Resurgencia Taco Taco

1 18 1 3 1 1 1 1 1 3 2 2 1 4

FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL FL

Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial Pozo Pozo Manantial Resurgencia

42

Resurgencia Bacunagua

1

FL

Resurgencia

43 44 45 46 47

M. La Pastora M. Pedernales Pozo Pedernales Pozo El Brocal M. San Juan Sulfuroso

5 7 9 2 2

FI FI FI FI FI

Manantial Manantial Manantial Manantial Manantial

Surgencia cársica, flujo de mediano recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Surgencia cársica, flujo de corto recorrido Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido Manantial de agua sulfurada Manantial de agua sulfurada Pozo surgente con agua sulfurada Pozo surgente con agua sulfurada Manantial de agua sulfurada

Calizas estratificadas, clacilutitas y calcarenitas, con intercalaciones de silicitas

152

Tabla 3.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario (continuación) Grupo 6

7

Formación geológica Fms. Artemisa, San Cayetano, Martín Mesa y ofiolitas (mezcla de litologías)

Rocas drenadas

No Punto de agua

N

Flujo Captación

Descripción

Calizas, esquistos y arenisacas, calcarenitas y rocas ultrabásicas.

48 49 50

1 1 1

FI FI FI

Pozo Pozo Manantial

51 52 57 58

Pozo P 13 Pozo Azul M. Balneario Martín Mesa M Soroa Pozo El Sitio M. Azúfre de Sal y Cruz M. El Tigre

4 2 1 5

FI FI FR FR

Manantial Pozo Manantial Manantial

59

M. El Templado

8

FR

Manantial

60

M. La Gallina

6

FR

Manantial

61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72

M. M 1 Bermejales M. Cueva Los Portales Pozo P 1 San Diego Pozo P 12 Bermejales Pozo P 17 San Diego Pozo P 19 San Diego Pozo P 4 (145-195 M) Pozo P 1 (0-87 m) Pozo P 1 (0-122 m) Pozo P 1 (120-200 m) Pozo P 1 (240-2281 m) Pozo P 1 (237-30 m)

4 1 30 9 3 2 1 1 1 1 1 1

FR FR FR FR FR FR FR FR FR FR FR FR

Manantial Manantial Pozo Pozo Pozo Pozo Pozo Pozo Pozo Pozo Pozo Pozo

Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Manantial del antiguo balneario mineromedicinal (agua sulfurada) Manantial de agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Manantial de agua sulfurada Manantial de agua sulfurada Balneario S. Diego Manantial de agua sulfurada Balneario S. Diego Manantial de agua sulfurada Balneario S. Diego Manantial de agua sulfurada Manantial de agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada Pozo de prospección con agua sulfurada

Fm. Artemisa, Calizas, esquistos drenaje profundo y arenisacas y rocas ultrabásicas

153

Tabla 3.3. Coordenadas de los manantiales y pozos de la Sierra del Rosario No 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33

Grupo 1 1 1 1 2 2 2 2 2 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 3 4 4 4 4 4 5 5 5 5 5

Punto de muestreo M. La Sed Pozo Mineros Sumidero Mamey M. Fluoresceina Cajalbana 1 Cajálbana 2 Cajálbana 3 Cajálbana 4 Cajálbana 5 Cueva Lechuza Cueva Mamey Cueva Ancón Cueva Canilla M. Macagua M. Cuchillas de Sagua M. Mamey M. Mineros M. Conuco Bija Resurgencia Canilla Surgencia Ancón Resurgencia Ancón 2 M. Fernando M. La Curra M. Lucas 1 M. Lucas 2 M. Lucas 3 M. Cacarajícara N/S M. Cacarajícara Sulf. M. Caimito M. Mil Cumbres M. Kíquere M. Recogedor M. Batea

X 257 000 256 000 256 700 260 000 251 000 251 000 251 200 251 300 251 600 256 600 258 000 260 000 255 300 256 5000 257 000 258 000 259 000 258 000 255 000 255 000 254 600 254 300 253 000 260 000 260 000 260 000 272 000 272 000 248 000 255 000 254 000 255 000 256 600

Y 331 700 330 800 331 550 330 800 330 600 331 100 331 400 331 500 331 700 331 400 332 500 329 600 330 500 330 000 329 000 330 000 330 200 330 000 330 600 329 600 329 700 329 800 329 600 331 500 331 500 331 500 336 000 336 000 326 800 326 850 326 000 327 500 327 500

No 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66

Grupo 5 5 5 5 5 5 5 5 5 6 6 6 6 6 7 7 7 7 7 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8

Punto de muestreo M. San Marcos M. Cuatro Caminos M. Juan Carmona M. Majagua M. San Juan N/S Pozo P2 SD-Bermej. Pozo P3 SD- Bermej. Resurgen. Taco Taco Resurg. Bacunagua M. La Pastora M. Pedernales P. Pedernales P. El Brocal M. Sn. Juan Sulfuroso Pozo 13 SDB Pozo Azul M. Martín Mesa M. Soroa P. El Sitio Pozo P3 40 m M. Mil Cumbres Sulf. Pozo P4 Bermejales M. Rancho Mar M. Sal y Cruz M. El Tigre. SDB M. El Templado. SDB M. La Gallina. SD M1 Bermejales M. Cueva Portales Pozo P1 SDB Pozo P12 Bermejales Pozo 17. SDB Pozo 19. SDB

X 262 300 254 700 259 200 259 500 301 000 254 914 253 441 273 800 271 000 307 500 304 200 304 200 298 000 301 000 250 541 287 700 327 000 293 500 243 900 253 441 255 100 250 500 282 860 284 000 256 150 256 150 256 150 256 200 247 000 255 970 250 478 256 038 256 019

Y 328 500 326 850 320 000 328 000 337 000 317 313 318 313 323 300 321 200 339 600 336 500 336 500 334 000 337 000 318 374 328 250 352 000 331 000 324 000 318 313 327 000 318 300 333 570 328 200 314 900 314 900 314 900 317 500 328 000 314 878 318 361 314 944 314 828

154

Tabla 3.4. Relaciones estequiométricas de aniones y cationes correspondientes a los 27 x 27 =729 patrones hidrogeoquímicos de las aguas naturales Cationes Ca2+ Na++K+ Mg2+ 2+ Ca > (Na++K+) Ca2+ > Mg2+ (Na++K+) > Ca2+ (Na++K+) > Mg2+ Mg2+ > Ca2+ Mg2+ > (Na++K+) Ca2+ > (Na++K+) > Mg2+ Ca2+> Mg2+> (Na++K+) (Na++K+) > Ca2+> Mg2+ (Na++K+) > Mg2+> Ca2+ Mg2+> Ca2+ > (Na++K+) Mg2+> (Na++K+) > Ca2+

Relaciones estequiométricas 1:8:1 8:1:1 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

Aniones HCO3ClSO42HCO3-> ClHCO3- > SO42Cl- > HCO3Cl- > SO42SO42-> HCO3-

SO42- > ClHCO3-> Cl-> SO42HCO3- > SO42-> ClCl-> HCO3-> SO42Cl-> SO42-> HCO3SO42- > HCO3-> ClSO42- > Cl-> HCO3Notación del patrón hidrogeoquímico: Na+: Ca2+: Mg2+: : Cl-:HCO3-:SO422:1:7

3:1:6 3:5:2 2:5:3 5:3:2 5:2:3 2:3:5 3:2:5

4:1:5

155

Tabla 3.5. Concentraciones mínimas de los componentes especiales de las aguas minerales, establecidas en Norma Cubana de Agua Mineral. Componente H2S CO2 Li Sr Ba Fe+2 Br I As F H3BO3 H2SiO2 Rn

Concentración Mayor o igual a 1.0 mg/l Mayor o igual a 250.0 mg/l Mayor o igual a 1.0 mg/l Mayor o igual a 10.0 mg/l Mayor o igual a 5.0 mg/l Mayor o igual a 5.0 mg/l Mayor o igual a 4.0 mg/l Mayor o igual a 1.0 mg/l Entre 0.2-0.3 mg/l Entre 1.0-2.0 mg/l Mayor o igual a 4.0 mg/l Mayor o igual a 50.0 mg/l Mayor o igual a 1.82 nCi/l

156

Tabla 3.6. Requisitos bacteriológicos establecidos en la Norma Cubana de Agua Potable. Conteo total de Microorganismos Heterótrofos

100 UFC/ml (mínimo) 1000 UFC/ml(máximo)* 10000 UFC/ml(máximo)**

Microorganismo

Técnica de Tubos Múltiples

Coliformes

ClCa>Na>Mg HCO3-Ca>Na HCO3-Ca>Na

Tabla 4.2.3. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario Flujos locales de mediao recorrido que drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas. No. 3 4

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 28 3.3 0.7 2.1 0.1 0.4 0.2 0.1 3 3.6 0.6 2.0 0.1 0.3 0.1 0.1 Media 31 3.3 0.7 2.1 0.1 0.4 0.1 0.0 3) Arroyo del Sumidero Mamey; 4) Manantial del Arroyo Fluoresceina.

Ca/HCO3 0.6 0.6 0.6

Mg/HCO3 0.2 0.2 0.2

Na/HCO3 0.9 0.4 0.4

Patrones 352-181 352-181 352-181

Tipo de agua HCO3-Ca>Na HCO3-Ca>Na HCO3-Ca>Na

173

Tabla 4.2.4. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano. No. N Ca/Mg Na/Ca 53 1 1.3 9.7 53) Pozo P-3 (40 m).

Na/Mg 12.9

SO4/Ca 1.8

Cl/Na 0.7

Cl/HCO3 0.1

SO4/HCO3 0.2

Ca/HCO3 0.1

Mg/HCO3 0.1

Na/HCO3 1.2

Patrones 811-172

Tipo de agua HCO3-Na

Tabla 4.2.5. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan esquistos y areníscas de la Fm. San Cayetano. No. 54 55 56

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 3 1.2 4.9 6.3 0.8 0.2 0.2 0.2 0.2 7 1.0 60.4 13.2 9.3 0.2 0.3 0.2 0.1 1 1.0 60.4 13.2 9.3 0.2 0.3 0.2 0.1 Media 11 1.2 40.2 10.9 6.1 0.2 0.3 0.2 0.1 54) Manantial Mil Cumbres sulfuroso; 55) Pozo P 4; 56) Manantial Rancho Mar.

Mg/HCO3 0.2 0.1 0.1 0.1

Na/HCO3 1.0 1.3 1.3 1.2

Patrones 721-181 811-271 721-127 811-271

Tipo de agua HCO3-Na HCO3-Na HCO3>Cl-Na HCO3-Na

Tabla 4.2.6. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Aguas de infiltración en las cuevas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (Sierra del Pan de Guajaibón). No. 10 11 12 13

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 9 6.0 0.3 1.9 0.1 0.5 0.2 0.1 4 10.0 0.2 2.3 0.0 0.4 0.2 0.0 4 12.5 0.2 2.0 0.0 0.2 0.2 0.0 4 6.6 0.1 0.7 0.1 0.2 0.2 0.1 Media 21 8.1 0.2 1.8 0.1 0.4 0.2 0.1 10) Cueva Lechuza; 11) Cueva Mamey; 12) Cueva Ancón; 13) Cueva Canilla.

Ca/HCO3 0.8 0.9 1.0 1.0 0.9

Mg/HCO3 0.2 0.2 0.1 0.1 0.1

Na/HCO3 0.3 0.1 0.1 0.1 0.2

Patrones 271-181 181-181 181-181 181-181 181-181

Tipo de agua HCO3-Ca>Na HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca

Tabla 4.2.7. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Aguas de manantiales de la Sierra del Rosario (valles altos entre la Sierra del Pan de Guajaibón y Sierra Chiquita). Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón. No. 14 15 16 17 18

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 Mg/HCO3 Na/HCO3 Patrones Tipo de agua 3 7.2 0.2 1.3 0.0 0.0 0.1 0.0 0.9 0.1 0.2 181-181 HCO3-Ca 2 3.7 0.3 0.9 0.0 0.5 0.1 0.0 0.7 0.2 0.2 172-181 HCO3-Ca 4 9.3 0.2 2.0 0.0 0.5 0.1 0.0 0.9 0.1 0.2 181-181 HCO3-Ca 3 4.7 0.3 1. 0.0 0.5 0.1 0.0 0.7 0.2 0.2 271-181 HCO3-Ca 2 20.1 0.1 1.6 0.0 0.4 0.1 0.0 1.0 0.1 0.1 181-181 HCO3-Ca Media 14 8.6 0.2 1.5 0.0 0.4 0.1 0.0 0.8 0.1 0.2 271-181 HCO3-Ca 14) Manantial Macagua; 15) Manantial Cuchillas de Sagua; 16) Manantial Mameyes; 17) Manantial Mineros; 18) Manantial Conuco de la Bija.

Tabla 4.2.8. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Aguas de surgencias y resurgencias cársicas de la Sierra del RosarioFlujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón (Sierra del Pan de Guajaibón). No.

N

Ca/Mg

Na/Ca

Na/Mg

SO4/Ca

Cl/Na

Cl/HCO3

SO4/HCO3

Ca/HCO3

Mg/HCO3

Na/HCO3 Patrones

Tipo de agua

174

19 20 21 22 23

39 5.8 0.3 1.5 0.1 0.4 0.2 0.1 0.8 0.2 0.2 271-181 38 8.0 0.2 1.7 0.1 0.4 0.1 0.1 0.9 0.1 0.2 271-181 10 7.9 0.3 2.1 0.1 0.4 0.1 0.1 0.9 0.1 0.2 271-181 5 7.5 0.2 1.3 0.0 0.1 0.1 0.0 0.9 0.2 0.1 181-181 2 7.7 0.1 1.0 0.0 0.3 0.1 0.0 0.9 0.1 0.1 181-181 Media 94 7.1 0.2 1.6 0.1 0.4 0.1 0.1 0.9 0.1 0.2 271-181 19) Resurgencia Canilla; 20) Surgencia Ancón; 21) Resurgencia Ancón 2; 22) Manantial Fernado; 23) Manantial La Curra.

HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca

Tabla 4.2.9. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara. No. 24 25 26 27

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 Mg/HCO3 Na/HCO3 1 4.8 0.2 0.7 0.0 1.0 0.1 0.0 0.8 0.1 0.1 1 4.5 0.1 0.8 0.0 0.0 0.1 0.0 0.9 0.1 0.1 1 12.3 0.2 2.6 0.1 0.5 0.1 0.0 0.9 0.1 0.2 3 5.2 0.3 1.3 0.1 0.7 0.1 0.1 0.9 0.2 0.2 Media 6 6.4 0.2 1.3 0.1 0.6 0.1 0.1 0.9 0.2 0.2 24) Manantial Lucas 1; 25) Manantial Lucas 2; 26) Manantial Lucas 3; 27) Manantiales Cacarajícara no sulfuroso.

Patrones 172-181 181-181 181-181 271-181 181-271

Tipo de agua HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca

Tabla 4.2.10. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentops de la Fm. Cacarajícara. No. N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca 28 2 5.1 0.4 2.2 0.3 28) Manantial Cacarajícara sulfiroso.

Cl/Na 0.4

Cl/HCO3 0.1

SO4/HCO3 0.2

Ca/HCO3 0.9

Mg/HCO3 0.2

Na/HCO3 Patrones 0.4 361-172

Tipo de agua HCO3-Ca>Na

175

Tabla 4.2.11. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales, pozos y resurgencias kársticas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa. No. 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 30A Media

N 1 18 1 3 2 1 1 1 1 3 2 2 1 37

Ca/Mg 3.4 14.0 14.6 8.9 10.7 4.0 4.0 8.0 15.6 8.0 7.8 10.1 7.6 11.3

Na/Ca 0.1 0.2 0.4 0.2 0.2 0.0 0.2 0.5 0.5 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2

Na/Mg 0.4 2.6 5.3 1.9 0.2 0.1 0.9 3.7 8.3 1.6 1.4 2.3 1.7 2.5

SO4/Ca 0.1 0.2 0.3 0.1 0.0 0.1 0.1 0.2 0.2 0.1 0.1 0.2 0.1 0.2

Cl/Na 0.0 0.4 0.3 0.5 0.6 0.0 0.6 0.2 0.2 0.7 0.5 0.5 0.4 0.5

Cl/HCO3 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1

SO4/HCO3 0.1 0.2 0.3 0.1 0.0 0.1 0.1 0.2 0.1 0.1 0.1 0.2 0.1 0.1

Ca/HCO3 0.8 1.0 0.9 0.9 0.9 0.9 0.8 0.8 0.8 1.0 0.9 1.0 0.9 0.9

Mg/HCO3 0.3 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 0.2 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1

Na/HCO3 0.1 0.2 0.3 0.1 0.1 0.0 0.2 0.4 0.4 0.2 0.2 0.2 0.2 0.2

Patrones 172-181 181-271 271-172 271-181 181-181 172-181 172-181 271-181 361-181 271-182 181-181 271-181 271-181 271-181

Tipo de agua HCO3-Ca>Mg HCO3-Ca HCO3-Ca>Na HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca>Mg HCO3-Ca HCO3-Ca>Na HCO3-Ca>Na HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca

29) Manantial Caimito; 30) Manantial Mil Cumbres no sulfuroso; 31) Manantial Kíquere; 32) Manantial Recogedor; 33) Manantial Batea; 34) Manantial San Marcos; 35) Manantial El Cuatro; 36) Manantial Juan Carmona; 37) Manantial Majagua; 38) Manantial San Juan no sulfuroso; 39) Pozo P2 (90 m); 40) Pozo P-3 (173 m); 30A) M. El Perdido (El Sitio). Tabla 4.2.12. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Resurgencias kársticas de la Sierra del Rosario. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa. No. 41 42 Media

N 3 1 6

Ca/Mg 6.4 6.5 6.5

Na/Ca 0.2 0.1 0.1

Na/Mg 0.9 0.6 0.8

SO4/Ca 0.2 0.1 0.1

Cl/Na 0.2 0.0 0.2

Cl/HCO3 0.1 0.1 0.1

SO4/HCO3 0.2 0.1 0.1

Ca/HCO3 1.0 1.0 1.0

Mg/HCO3 0.2 0.2 0.2

Na/HCO3 0.1 0.0 0.1

Patrones 181-181 181-181 181-181

Tipo de agua HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca

41) Resurgencia Taco Taco; 42) Resurgencia Bacunagua;

176

Tabla 4.2.13. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa. No. 43 44 45 46 47

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 Mg/HCO3 Na/HCO3 Patrones 5 5.7 0.2 1.3 0.2 0.9 0.2 0.2 1.0 0.2 0.2 271-172 7 5.4 0.3 1.8 0.1 0.7 0.2 0.1 0.8 0.2 0.3 271-181 9 7.0 0.2 1.5 0.1 0.8 0.2 0.1 0.9 0.1 0.2 271-181 2 4.0 0.3 1.3 0.1 0.7 0.2 0.2 0.8 0.2 0.3 271-181 2 2.9 0.3 0.8 0.1 0.6 0.1 0.1 0.8 0.3 0.2 172-181 Media 25 5.2 0.3 1.4 0.1 0.7 0.2 0.1 0.9 0.2 0.2 271-181 43) Manantial La Pastora; 44) Manantial Pedernales; 45) Pozo Pedernales; 46) Pozo El Brocal; 47) Manantial San Juan sulfuroso.

Tipo de agua HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca HCO3-Ca

Tabla 4.2.14. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica y con esquistos de la Fm. San Cayetatano (mezcla de litologías). No. 48 49 50 51 52

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 Mg/HCO3 Na/HCO3 Patrones 1 3.7 0.5 2.0 0.2 0.5 0.2 0.1 0.7 0.2 0.4 361-181 1 2.5 0.2 0.5 0.1 0.3 0.0 0.1 0.7 0.3 0.2 163-181 1 2.5 0.6 1.5 0.1 0.5 0.2 0.1 0.6 0.3 0.4 352-181 4 1.6 0.5 0.7 0.1 0.4 0.1 0.1 0.5 0.4 0.3 253-181 2 1.1 1.0 1.2 0.1 0.1 0.0 0.1 0.4 0.3 0.4 53-181 Media 9 1.8 0.7 1.1 0.1 0.3 0.1 0.1 0.5 0.3 0.3 352-181 48) Pozo P -13; 49) Pozo Azul; 50) Manantial Martín Mesa; 51) Manantial Balneario Soroa; 52) Pozo El Sitio (P-55)

Tipo de agua HCO3-Ca>Na HCO3-Ca>Mg HCO3-Ca>Na>Mg HCO3-Ca>Mg>Na HCO3- Na>Ca>Mg HCO3-Ca>Mg>Na

177

Tabla 4.2.15. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales y pozos de la Sierra del Rosario. Flujos intermedios y regionales que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con rocas ultrabásicas de la asociación ofiolítica, así como con areniscas de la Fm. San Cayetano. No. 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 Mg/HCO3 Na/HCO3 Patrones Tipo de agua 1 4.8 0.1 0.5 0.9 1.5 0.7 4.1 4.4 0.9 0.5 172-127 SO4-Ca 5 5.9 0.2 1.0 1.0 0.4 0.2 3.4 3.4 0.6 0.6 181-127 SO4>HCO3-Ca 8 6.4 0.2 1.5 1.0 0.3 0.2 3.0 3.0 0.5 0.7 271-127 SO4>HCO3-Ca 8 5.7 0.1 0.8 1.1 0.5 0.3 7.1 6.4 1.1 0.8 181-118 SO4-Ca 4 5.3 0.4 2.0 1.3 0.2 0.2 6.7 5.3 1.0 2.0 271-118 SO4-Ca>Na 1 4.4 0.6 2.6 1.2 0.3 0.4 2.6 2.2 0.5 1.3 361-127 SO4>HCO3-Ca>Na 30 5.5 0.3 1.4 1.3 0.2 0.4 10.8 8.5 1.5 2.2 271-118 SO4-Ca 9 5.0 0.3 1.7 1.3 0.2 0.2 5.9 4.7 0.9 1.5 271-118 SO4-Ca>Na 3 4.9 0.2 0.8 1.2 0.1 0.3 8.9 7.5 1.5 1.1 217-118 SO4-Ca 2 6.4 0.1 0.7 1.0 0.2 0.2 3.8 3.9 0.6 0.4 181-127 SO4>HCO3-Ca 1 2.2 0.9 1.9 1.6 0.2 0.3 2.6 1.7 0.8 1.4 352-127 SO4>HCO3-Ca>Na Media 70 5.6 0.2 1.3 1.2 0.3 0.3 7.2 6.0 1.0 1.4 271-118 SO4-Ca 57) Manantial Azufre (Sal y Cruz); 58) Manantial El Tigre; 59) Manantial El Templado; 60) Manantial La Gallina; 61) Manantial M-1 Bermejales; 62) Manantial Cueva Portales; 63) Pozo P-1 San Diego; 64) Pozo P-12 Bermejales; 65) Pozo P-17 San Diego; 66) Pozo P-19 San Diego; 67) Pozo P-4 (145-195 m).

Tabla 4.2.16. Relaciones iónicas, patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Pozo a diferentes profundidades. No. 68 69 70 71 72

N Ca/Mg Na/Ca Na/Mg SO4/Ca Cl/Na Cl/HCO3 SO4/HCO3 Ca/HCO3 Mg/HCO3 Na/HCO3 Patrones 1 5.1 0.2 0.9 0.7 0.5 0.2 1.3 1.8 0.4 0.3 172-145 1 5.5 0.0 0.1 0.9 0.0 0.2 3.7 4.0 0.7 0.1 181-127 1 4.6 0.1 0.4 1.1 0.4 0.2 6.9 6.3 1.4 0.5 181-118 1 5.0 0.1 0.2 1.3 0.7 0.3 14.2 12.5 2.5 0.5 181-118 1 5.4 0.2 1.2 1.3 0.1 0.3 14.8 11.5 2.1 2.6 271-118 Media 5 5.1 0.1 0.5 1.0 0.4 0.0 8.2 7.2 1.4 0.7 181-118 68) Pozo P 1 (0-87 m); 69) Pozo P 1 (0-122 m); 70) Pozo P 1 (120-200 m); 71) Pozo P 1 (240-281 m); 72) Pozo P 1 (237-320 m).

Tipo de agua SO4>HCO3-Ca SO4>HCO3-Ca SO4-Ca SO4-Ca SO4-Ca SO4-Ca

178

Tabla 4.3.1. Procesos geoquímicos que explican la composición química de Cajalbana 1. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

Cajalbana1 Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.180 0.000

0.000 0.000

0.064 0.050

0.501 0.160

4.503 0.200

0.117 0.000

0.791 0.210

0.193 0.040

2.121 0.030

0.010 0.010

0.180

0.000

0.014

0.340

4.302

0.117

0.580

0.153

2.091

0.000

0.000 0.480 0.000 1.394 0.000 -1.693 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.240 -0.153 -4.182 0.234 0.000 0.191 4.163

0.340 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.240 0.306 4.182 -0.234 0.000 -0.191 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.117 0.000 0.000 0.000

0.340 0.240 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.153 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 2.091 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.180 0.000

0.000 0.000

0.014 0.000

0.340 0.000

4.302 0.000

0.117 0.000

0.580 0.000

0.153 0.000

2.091 0.000

0.000 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Albita - Caolinita Calcita (Disolucion) Serpentina (dis) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

179

Tabla 4.3.2. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo P 3 (40 m). Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

P3 40m Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.188 0.000

0.000 0.000

0.023 0.050

0.479 0.160

3.542 0.200

0.360 0.000

3.726 0.210

0.200 0.040

0.154 0.030

0.077 0.010

0.188

0.000

-0.027

0.319

3.342

0.360

3.516

0.160

0.124

0.067

0.000 0.134 6.394 0.083 0.000 -6.422 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.067 -3.517 -0.248 0.720 0.000 -0.230 3.315

0.319 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.067 3.517 0.248 -0.720 0.000 0.230 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.360 0.000 0.000 0.000

3.197 0.000 3.197 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.160 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.124 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.067 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.188 0.000

0.000 0.000

-0.027 0.000

0.319 0.000

3.342 0.000

0.360 0.000

3.516 0.000

0.160 0.000

0.124 0.000

0.067 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Serpentina (dis) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR: (x+y)

NaACaBAlCSiDO8

x = 3.197; y = 0.160,; (x+y) = 3.357 A=

K

x = 0.95; ( x + y)

B=

y = 0.05 ( x + y)

C=

( x + 2 y) = 1.05 ( x + y)

D=

(3 x + 2 y ) = 2.95 ( x + y)

* 3.357 Na0.95Ca0.05Al1.05Si2.95O8

180

Tabla 4.3.3. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Mil Cumbres Sulfuroso. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

Mil Cumbres Sulfuroso Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.240 0.000

0.635 0.000

1.032 0.050

1.628 0.160

9.936 0.200

0.827 0.000

9.383 0.210

0.990 0.040

0.788 0.030

0.200 0.010

0.240

0.635

0.982

1.468

9.736

0.827

9.173

0.950

0.758

0.190

0.000 0.380 15.410 0.505 0.000 0.000 -16.055 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.635 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.190 -9.605 -1.516 0.000 2.924 0.000 -0.079 9.448

1.468 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.190 9.605 1.516 1.270 -2.924 0.000 0.079 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 -0.635 1.462 0.000 0.000 0.000

1.468 0.000 7.705 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.950 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.758 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.190 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.240 0.000

0.635 0.000

0.982 0.000

1.468 0.000

9.736 0.000

0.827 0.000

9.173 0.000

0.950 0.000

0.758 0.000

0.190 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Serpentina (dis) Sulfato (Reduccion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

(x+y)

NaACaBAlCSiDO8

x = 7.705; y = 0.950,; (x+y) = 8.655 A=

K

x = 0.89; ( x + y)

B=

y = 0.11 ( x + y)

C=

( x + 2 y) = 1.11 ( x + y)

D=

(3 x + 2 y ) = 2.89 ( x + y)

* 8.655 Na0.89Ca0.11Al1.11Si2.89O8

181

Tabla 4.3.4. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo P 4. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

Pozo P4 Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.230 0.000

2.412 0.000

0.077 0.050

3.344 0.160

0.230

2.412

0.027

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Serpentina (dis) Sulfato (Reduccion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico)

0.000 1.200 20.682 0.363 0.000 0.000 -22.015 0.000 0.000

TOTAL: ERROR:

(x+y)

0.230 0.000

SO4

Na

Ca

Mg

11.662 0.200

1.027 0.000

13.735 0.210

0.575 0.040

0.575 0.030

0.610 0.010

3.184

11.462

1.027

13.525

0.535

0.545

0.600

0.000 0.000 0.000 -0.600 0.000 -11.411 0.000 -1.090 2.412 0.000 0.000 6.878 0.000 0.000 0.000 -0.415 0.000 6.665

3.184 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.600 11.411 1.090 4.824 -6.878 0.000 0.415 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 -2.412 3.439 0.000 0.000 0.000

3.184 0.000 10.341 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.535 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.545 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.600 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

2.412 0.000

3.184 0.000

11.462 0.000

1.027 0.000

13.525 0.000

0.535 0.000

0.545 0.000

0.600 0.000

K

NaACaBAlCSiDO8

x = 10.341; y = 0.535,; (x+y) = 10.876 A=

0.027 0.000

HCO3

x = 0.95; ( x + y)

B=

y = 0.05 ( x + y)

C=

( x + 2 y) = 1.05 ( x + y)

D=

(3 x + 2 y ) = 2.95 ( x + y)

* 10.876 Na0.95Ca0.05Al1.05Si2.95O8

182

Tabla 4.3.5. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Rancho Mar. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

Rancho Mar Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.625 0.000

2.559 0.000

0.909 0.050

7.031 0.160

0.625

2.559

0.859

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Serpentina (dis) Sulfato (Reduccion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico)

0.000 0.770 22.820 0.741 0.000 0.000 -23.707 0.000 0.000

TOTAL: ERROR:

(x+y)

0.625 0.000

SO4

Na

Ca

Mg

17.305 0.200

0.566 0.000

18.491 0.210

2.028 0.040

1.142 0.030

0.395 0.010

6.871

17.105

0.566

18.282

1.988

1.112

0.385

0.000 0.000 0.000 -0.385 0.000 -15.386 0.000 -2.224 2.559 0.000 0.000 6.250 0.000 0.000 0.000 -0.242 0.000 12.846

6.871 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.385 15.386 2.224 5.118 -6.250 0.000 0.242 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 -2.559 3.125 0.000 0.000 0.000

6.871 0.000 11.410 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 1.988 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 1.112 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.385 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

2.559 0.000

6.871 0.000

17.105 0.000

0.566 0.000

18.282 0.000

1.988 0.000

1.112 0.000

0.385 0.000

K

NaACaBAlCSiDO8

x = 11.41; y = 1.988,; (x+y) = 13.398 A=

0.859 0.000

HCO3

x = 0.85; ( x + y)

B=

y = 0.15 ( x + y)

C=

( x + 2 y) = 1.15 ( x + y)

D=

(3 x + 2 y ) = 2.85 ( x + y)

* 13.398Na0.85Ca0.25Al1.15Si2.85O8

183

Tabla 4.3.6. Procesos geoquímicos que explican la composición química del arroyo La Sed. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

La Sed Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.180 0.000

0.000 0.000

0.118 0.050

0.372 0.160

1.370 0.200

0.026 0.000

0.639 0.210

0.365 0.040

0.188 0.030

0.013 0.010

0.180

0.000

0.068

0.213

1.171

0.026

0.430

0.325

0.158

0.003

0.000 0.006 0.434 0.000 0.000 0.000 -0.260 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.003 -0.235 -0.150 -0.316 0.052 0.000 -0.036 0.539

0.213 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.003 0.235 0.300 0.633 -0.052 0.000 0.036 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.026 0.000 0.000 0.000

0.213 0.000 0.217 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.018 0.150 0.158 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.158 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.003 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.180 0.000

0.000 0.000

0.068 0.000

0.213 0.000

1.171 0.000

0.026 0.000

0.430 0.000

0.325 0.000

0.158 0.000

0.003 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

184

Tabla 4.3.7. Procesos geoquímicos que explican la composición química del arroyo del Sumidero Mamey. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

S. Mamey Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.180 0.000

0.000 0.000

0.066 0.050

0.603 0.160

4.490 0.200

0.080 0.000

1.709 0.210

1.340 0.040

0.442 0.030

0.031 0.010

0.180

0.000

0.016

0.443

4.289

0.080

1.498

1.300

0.412

0.021

0.000 0.042 2.211 0.000 0.000 0.000 -1.974 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.021 -1.228 -0.802 -0.824 0.160 0.000 0.049 2.680

0.443 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.021 1.228 1.604 1.648 -0.160 0.000 -0.049 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.080 0.000 0.000 0.000

0.443 0.000 1.056 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.086 0.802 0.412 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.412 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.021 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.180 0.000

0.000 0.000

0.016 0.000

0.443 0.000

4.289 0.000

0.080 0.000

1.498 0.000

1.300 0.000

0.412 0.000

0.021 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

185

Tabla 4.3.8. Procesos geoquímicos que explican la composición química de las aguas de infiltración de la cueva Lechuza. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

C. Lechuza Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.050 0.000

0.000 0.000

0.030 0.050

0.445 0.160

2.226 0.200

0.055 0.000

0.544 0.210

0.940 0.040

0.167 0.030

0.010 0.010

0.050

0.000

-0.020

0.285

2.026

0.055

0.334

0.900

0.137

0.000

0.000 0.098 0.000 0.000 0.000 -0.048 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.049 -0.763 -0.274 0.110 0.000 -0.013 0.969

0.285 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.049 1.526 0.548 -0.110 0.000 0.013 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.055 0.000 0.000 0.000

0.285 0.049 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.763 0.137 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.137 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.050 0.000

0.000 0.000

-0.020 0.000

0.285 0.000

2.026 0.000

0.055 0.000

0.334 0.000

0.900 0.000

0.137 0.000

0.000 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Albita - Caolinita Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

186

Tabla 4.3.9. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Macagua. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

K

M Macagua Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.060 0.000

0.000 0.000

0.205 0.050

0.310 0.160

2.867 0.200

0.008 0.000

0.387 0.210

1.223 0.040

0.179 0.030

0.010 0.010

0.060

0.000

0.155

0.150

2.667

0.008

0.178

1.183

0.149

0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Albita - Caolinita Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion) Pirita - Hemetita Cuarzo (Disolucion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico)

0.000 0.054 0.000 0.000 0.000 0.006 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.027 -1.034 -0.298 0.016 0.000 0.008 1.490

0.150 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.027 2.068 0.596 -0.016 0.000 -0.008 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.008 0.000 0.000 0.000

0.150 0.027 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 1.034 0.149 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.149 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

TOTAL: ERROR:

0.060 0.000

0.000 0.000

0.155 0.000

0.150 0.000

2.667 0.000

0.008 0.000

0.178 0.000

1.183 0.000

0.149 0.000

0.000 0.000

187

Tabla 4.3.10. Procesos geoquímicos que explican la composición química de la surgencia Ancón. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

S Ancon Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.090 0.000

0.000 0.000

0.168 0.050

0.434 0.160

3.311 0.200

0.104 0.000

0.591 0.210

1.470 0.040

0.204 0.030

0.010 0.010

0.090

0.000

0.118

0.273

3.110

0.104

0.380

1.430

0.174

0.000

0.000 0.214 0.000 0.000 0.000 -0.124 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.107 -1.256 -0.348 0.208 0.000 -0.004 1.624

0.273 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.107 2.512 0.696 -0.208 0.000 0.004 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.104 0.000 0.000 0.000

0.273 0.107 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 1.256 0.174 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.174 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.090 0.000

0.000 0.000

0.118 0.000

0.273 0.000

3.110 0.000

0.104 0.000

0.380 0.000

1.430 0.000

0.174 0.000

0.000 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Albita - Caolinita Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

188

Tabla 4.3.11. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Lucas 1. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

K

Lucas 1 Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.090 0.000

0.000 0.000

1.075 0.050

0.400 0.160

3.982 0.200

0.050 0.000

0.465 0.210

1.693 0.040

0.313 0.030

0.010 0.010

0.090

0.000

1.025

0.241

3.783

0.050

0.256

1.653

0.283

0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Albita - Caolinita Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico)

0.000 0.030 0.000 0.000 0.000 0.060 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.015 -1.370 -0.566 0.100 0.000 0.005 2.872

0.241 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.015 2.740 1.132 -0.100 0.000 -0.005 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.050 0.000 0.000 0.000

0.241 0.015 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 1.370 0.283 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.283 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

TOTAL: ERROR:

0.090 0.000

0.000 0.000

1.025 0.000

0.241 0.000

3.783 0.000

0.050 0.000

0.256 0.000

1.653 0.000

0.283 0.000

0.000 0.000

189

Tabla 4.3.12. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Cacarajícara Sulfuroso. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

Cacarajicara Sulfuroso Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.130 0.000

0.238 0.000

1.143 0.050

0.854 0.160

5.967 0.200

0.698 0.000

3.070 0.210

2.528 0.040

0.513 0.030

0.056 0.010

0.130

0.238

1.093

0.694

5.767

0.698

2.860

2.488

0.483

0.046

0.000 0.093 4.332 0.000 0.000 0.000 0.000 -4.295 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.238 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.046 -2.518 -1.829 -0.966 0.000 1.872 0.000 0.989 3.590

0.694 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.046 2.518 3.650 2.518 0.476 -1.872 0.000 -0.989 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 -0.238 0.936 0.000 0.000 0.000

0.694 0.000 2.166 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.176 1.829 0.483 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.483 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.046 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.130 0.000

0.238 0.000

1.093 0.000

0.694 0.000

5.767 0.000

0.698 0.000

2.860 0.000

2.488 0.000

0.483 0.000

0.046 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa * Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion Sulfato (Reduccion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

190

Tabla 4.3.13. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial Mil Cumbres. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

Mil Cumbres Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.090 0.000

0.000 0.000

0.368 0.050

0.476 0.160

4.444 0.200

0.385 0.000

0.930 0.210

2.145 0.040

0.225 0.030

0.013 0.010

0.090

0.000

0.318

0.315

4.243

0.385

0.719

2.105

0.195

0.003

0.000 0.006 0.808 0.000 0.000 0.000 -0.724 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 -0.003 -0.404 -1.910 -0.390 0.770 0.000 -0.007 2.261

0.315 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.003 0.404 3.820 0.780 -0.770 0.000 0.007 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.385 0.000 0.000 0.000

0.315 0.000 0.404 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 1.910 0.195 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.195 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.003 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.090 0.000

0.000 0.000

0.318 0.000

0.315 0.000

4.243 0.000

0.385 0.000

0.719 0.000

2.105 0.000

0.195 0.000

0.003 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Albita - Caolinita Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

K

191

Tabla 4.3.14. Procesos geoquímicos que explican la composición química de la resurgencia Bacunagua. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Bacunagua Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.060 0.000

0.000 0.000

0.000 0.050

0.060

0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Na-Ca Intercambio Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion) Pirita - Hemetita Cuarzo (Disolucion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico)

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.060 0.000 0.000

TOTAL: ERROR:

0.060 0.000

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

K

0.470 0.160

3.248 0.200

0.120 0.000

0.322 0.210

1.683 0.040

0.263 0.030

0.010 0.010

-0.050

0.310

3.048

0.120

0.112

1.643

0.233

0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 -1.311 -0.466 0.240 0.000 0.266 1.221

0.310 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 2.622 0.932 -0.240 0.000 -0.266 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.120 0.000 0.000 0.000

0.310 -0.198 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.099 1.311 0.233 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.233 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000

-0.050 0.000

0.310 0.000

3.048 0.000

0.120 0.000

0.112 0.000

1.643 0.000

0.233 0.000

0.000 0.000

192

Tabla 4.3.15. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial La Pastora. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

La Pastora Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.150 0.000

0.294 0.000

1.773 0.050

0.761 0.160

0.150

0.294

1.723

0.000 0.026 3.874 0.000 0.000 0.000 0.000 -3.750 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.294 0.000 0.000 0.000 0.000

0.150 0.000

0.294 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Albita – Caolinita) Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion) Sulfato (Reduccion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

K

12.445 0.200

0.314 0.000

2.748 0.210

3.513 0.040

0.663 0.030

0.023 0.010

0.601

12.245

0.314

2.538

3.473

0.633

0.013

0.000 -0.013 -1.937 -2.840 -1.266 0.000 1.216 0.000 -2.711 9.274

0.601 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.013 1.937 5.680 2.532 0.588 -1.216 0.000 2.711 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 -0.294 0.608 0.000 0.000 0.000

0.601 0.000 1.937 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 2.840 0.633 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.633 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.013 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

1.723 0.000

0.601 0.000

12.245 0.000

0.314 0.000

2.538 0.000

3.473 0.000

0.633 0.000

0.013 0.000

193

Tabla 4.3.16. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo El Sitio. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

El Sitio Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

1.600 0.000

5.790 0.000

1.150 0.050

0.700 0.160

1.600

5.790

1.100

0.540

PROCESOS: Halita Microclino-Caolinita Plagioclasa-Caolinita * Calcita Dolomita Serpentina Sulfato (Reducción) Pirita - Hemetita Cuarzo CO2 - HCO3 CO2

0.000 0.300 8.880 0.000 0.000 1.203 0.000 0.000 -8.783 0.000 0.000

TOTAL: ERROR:

1.600 0.000

0.000 0.000 0.000 -0.150 0.000 -5.162 0.000 -1.913 0.000 -0.472 0.000 -3.608 5.790 0.000 0.000 12.660 0.000 0.000 0.000 -0.060 0.000 -0.315 5.790 0.000

1.100 0.000

SO4

Na

Ca

Mg

12.750 0.200

0.540 0.000

5.190 0.210

2.550 0.040

2.070 0.030

0.160 0.010

12.550

0.540

4.980

2.510

2.040

0.150

0.540 0.000 0.000 0.150 0.000 -5.162 0.000 3.826 0.000 0.944 0.000 3.608 0.000 11.580 0.000 -12.660 0.000 0.000 0.000 0.060 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 -5.790 6.330 0.000 0.000 0.000

0.540 0.000 4.440 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.361 1.913 0.236 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.236 1.804 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.150 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.540 0.000

4.979 0.000

2.510 0.000

2.040 0.000

0.150 0.000

0.540 0.000

HCO3

12.550 0.000

K

Na0.92Ca0.08Al1.08Si2.92O8: * 4.801 Na0.92Ca0.08Al1.08Si2.92O8 (x+y)

NaACaBAlCSiDO8; A =

x y ( x + 2 y) (3 x + 2 y ) ;B= ;C= ;D= ; x = 4.440; y = 0.361 ( x + y) ( x + y) ( x + y) ( x + y)

194

Tabla 4.3.17. Procesos geoquímicos que explican la composición química del manantial El Templado. Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

El Templado Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.283 0.000

0.532 0.000

1.398 0.050

0.966 0.160

5.244 0.200

7.890 0.000

3.557 0.210

7.760 0.040

1.371 0.030

0.123 0.010

0.283

0.532

1.348

0.806

5.044

7.890

3.347

7.720

1.341

0.113

0.806 0.000 0.000 0.113 0.000 -2.954 0.000 13.376 0.000 3.302 0.000 1.030 0.000 1.064 0.000 -16.844 0.000 0.000 0.000 0.048 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 -0.532 8.422 0.000 0.000 0.000

0.806 0.000 2.540 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.207 6.688 0.826 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.826 0.515 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.113 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

7.890 0.000

3.347 0.000

7.720 0.000

1.341 0.000

0.113 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) Microclino-Caolinita Plagioclasa-Caolinita * Calcita (Disolucion) Dolomita (Disolucion Serpentina Sulfato (Reduccion) Pirita - Hemetita Cuarzo (ppcion) CO2 - HCO3 CO2 (biogenico) TOTAL: ERROR:

0.000 0.226 5.080 0.000 0.000 0.343 0.000 0.000 -5.367 0.000 0.000 0.283 0.000

0.000 0.000 0.000 -0.113 0.000 -2.954 0.000 -6.688 0.000 -1.657 0.000 -1.030 0.532 0.000 0.000 16.844 0.000 0.000 0.000 -0.048 0.000 -3.012 0.532 0.000

1.348 0.000

0.806 0.000

5.044 0.000

K

195

Tabla 4.3.18. Procesos geoquímicos que explican la composición química del pozo P 1 (120 - 200 m). Nombre

H4SiO4

H2S

CO2

Cl

HCO3

SO4

Na

Ca

Mg

Pozo P1 Lluvia FC=1 DELTA IONICO:

0.417 0.000

1.168 0.000

0.864 0.050

0.950 0.160

2.770 0.200

20.520 0.000

6.800 0.210

15.920 0.040

2.940 0.030

0.250 0.010

0.417

1.168

0.814

0.790

2.570

20.520

6.590

15.880

2.910

0.240

0.790 0.000 0.000 0.240 0.000 -6.744 0.000 27.430 0.000 6.772 0.000 2.434 0.000 2.336 0.000 -43.376 0.000 0.000 0.000 -0.010 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 -1.168 21.688 0.000 0.000 0.000

0.790 0.000 5.800 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.472 13.715 1.693 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.000 0.000 0.000 1.693 1.217 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

0.000 0.240 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000 0.000

20.520 0.000

6.590 0.000

15.880 0.000

2.910 0.000

0.240 0.000

PROCESOS: Halita (Disolucion) 0.000 Microclino-Caolinita 0.480 Plagioclasa-Caolinita * 11.600 Calcita (Disolucion) 0.000 Dolomita (Disolucion 0.000 Serpentina 0.343 Sulfato (Reduccion) 0.000 Pirita - Hemetita 0.000 Cuarzo (ppcion) -12.474 CO2 - HCO3 0.000 CO2 (biogenico) 0.000

0.000 0.000 0.000 -0.240 0.000 -6.744 0.000 -13.715 0.000 -3.386 0.000 -2.434 1.168 0.000 0.000 43.376 0.000 0.000 0.000 0.010 0.000 -11.382

TOTAL: ERROR:

1.168 0.000

0.417 0.000

0.814 0.000

0.790 0.000

2.570 0.000

K

196

Figuras del Anexo

197

Figura 4. 2.1 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector Cajalbana–El Sitio (La Palma).

198

Figura 4. 2.1 b. Diagrama de Stiff. Sector Cajalbana – El Sitio (La Palma).

199

Figura 4. 2.2 a Diagrama de Piper-Hill. Sector Pan de Guajaibón.

200

Figura 4. 2.2 b. Diagrama de Stiff. Sector Pan de Guajaibón.

201

Figura 4. 2.3 a Diagrama de Piper-Hill. Sector Rancho Lucas-Cacarajícara (Bahía Honda).

202

Figura 4. 2.3 b. Diagrama de Stiff. Sector Rancho Lucas-Cacarajícara (Bahía Honda).

203

Figura 4.2.4 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector Mil Cumbres (La Palma).

204

Figura 4.2.4 b. Diagrama de Stiff. Sector Mil Cumbres (La Palma).

205

Figura 4.2.5 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector Cayajabos-Las Terrazas-San Cristóbal (Artemisa, Candelaria, San Cristóbal)

206

Figura 4.2.5 b. Diagrama de Stiff. Sector Cayajabos-Las Terrazas-San Cristóbal (Artemisa, Candelaria, San Cristóbal)

207

Figura 4.2.6 a. Diagrama de Piper-Hill. Sector San Diego-Bermejales (Los Palacios).

208

Figura 4.2.6 b. Diagrama de Stiff. Sector San Diego-Bermejales (Los Palacios).

209

Figura 4.3.1. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica. Flujos locales.

Patrón hidrogeoquímico: 118-181 (HCO3- Mg)

Patrón hidrogeoquímico: 118-181 (HCO3- Mg)

Patrón hidrogeoquímico: 118-181 (HCO3- Mg)

Patrón hidrogeoquímico: 118-181 (HCO3- Mg)

Patrón hidrogeoquímico: 118-181 (HCO3- Mg)

210

Figura 4.3.2. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas. Flujos locales.

Patrón hidrogeoquímico: 352-271 (HCO3>Cl-Ca>Na>Mg) Patrón hidrogeoquímico: 451-181 (HCO3-Ca>Na)

Patrón hidrogeoquímico: 352-271 (HCO3-Ca>Na) Patrón hidrogeoquímico: 451-181 (HCO3-Ca>Na)

211

Figura 4.3.3. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano. Flujos locales e intermedios.

Patrón hidrogeoquímico: 811-172 (HCO3-Na)

Patrón hidrogeoquímico: 721-127 (HCO3-Na)

Patrón hidrogeoquímico: 811-271 (HCO3-Na)

Patrón hidrogeoquímico: 721-127 (HCO3-Na)

212

Figura 4.3.4. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Guajaibón. Flujos locales

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 172-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

213

Figura 4.3.5a. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fms. Sierra Azul y Lucas. Flujos locales

Patrón hidrogeoquímico: 172-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 181-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 181-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Figura 4.3.5b. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con brechas y calcarenitas de la Fm. Cacarajícara. Flujos intermedios.

Patrón hidrogeoquímico: 361-172 (HCO3-Ca>Na)

214

Figura 4.3.6. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa. Flujos locales

Patrón hidrogeoquímico: 181-271 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 181-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 172-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 361-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 181-181 (HCO3-Ca)

215

Figura 4.3.7. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa. Flujos intermedios.

Patrón hidrogeoquímico: 271-171 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-171 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-181 (HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 172-171 (HCO3-Ca)

216

Figura 4.3.8. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras rocas: esquistos y areniscas y rocas ultrabásicas (mezcla de litologías). Flujos intermedios.

Patrón hidrogeoquímico: 361-171 (HCO3-Ca>Na)

Patrón hidrogeoquímico: 163-181 (HCO3-Ca>Mg)

Patrón hidrogeoquímico: 352-171 (HCO3-Ca>Na>Mg) Patrón hidrogeoquímico: 352-181 (HCO3-a>Mg>Na)

Patrón hidrogeoquímico: 352-171 (HCO3- Na>Ca>Mg)

217

Figura 4.3.9. Patrones hidrogeoquímicos de las aguas que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras rocas: esquistos y areniscas y rocas ultrabásicas (mezcla de litologías). Flujos de carácter más regional y profundo.

Patrón hidrogeoquímico: 181-127 (SO4>HCO3-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 271-118 (SO4-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 181-118 (SO4-Ca)

Patrón hidrogeoquímico: 181-118 (SO4-Ca>Na)

Patrón hidrogeoquímico: 361-127 (SO4>HCO3-Ca>Na)Patrón hidrogeoquímico:352-127 (SO4>HCO3-Ca>Na)

218

Figura 4.3.10. Variación de los patrones hidrogeoquímicos de las aguas del pozo P 1 con la profundidad.

172-145

SO4>HCO3-Ca

181-127 SO4>HCO3-Ca

181-118

181-118

271-118

SO4-Ca

SO4-Ca

SO4-Ca

219

Figura 4.4.1. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica.

Figura 4.4.2. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita, excluyendo el magnesio de los cálculos. Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica.

220

Figura 4.4.3. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas.

Figura 4.4.4. Diagrama de Tillman Tombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales e intermedios que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano.

221

Figura 4.4.5. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón

Figura 4.4,6. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul y Lucas, e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara.

222

Figura 4.4.7. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa.

223

Figura 4.4.8. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos intermedios que drenan calizas de la Fm. Artemisa, incluyendo aquellos flujos que también interactúan con otras litologías.

0

450

900

1350

1800

2250

Dureza Figura 4.4.9. Diagrama de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. Flujos regionales (drenaje profundo) que drenan calizas de la Fm. Artemisa.

224

/

) (a2 +) 2+

log

(a

log aH4SiO4

Figura 4.4.18. Relación (log (aMg2+)/(a2H+) Vs log aH4SiO4) correspondiente al sistema multifasético MGO Al2 O3 - Si2 O3 - H2O a 25 oC, donde aparece la ubicación de diferentes manantiales y pozos correspondientes a acuíferos no carbonatados de la Sierra del Rosario.

225

14.00 Analcita

12.00

10.00

8.00

Na Beidelita

/

log (aNa+) (aH+)

Albita

Gibbsita

6.00 Pozo P3-40m Pozo 4-Bermejales

4.00 A. Cajalbana Pozo Sitio Pozo P1 M. Mil Cumbres M. La Pastora

2.00 Agua de llivia

Pirofilita

Caolinita

0.00 -6.00

-5.00

-4.00

-3.00

-2.00

-1.00

log aH4SiO4

Figura 4.4.19. Relación (log (aMg2+)/(a2H+) Vs log aH4SiO4) correspondiente al sistema multifasético Na2O - Al2 O3 - Si2 O3 - H2O a 25 ºC, donde aparece la ubicación de diferentes manantiales y pozos correspondientes a acuíferos no carbonatados de la Sierra del Rosario.

226

3500 30 SO4 (meq/l) Ca (meq/l) Na+K (meq/l) TSS (mg/l)

P2 3000

2500 M3-Bermejales 20

Gallina

Ci (meq/l)

2000

Tigre Templado

1500

10 1000 P1

500

0 0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 100

% de mezcla

Figura 4.6.1. Mezcla de aguas entre el pozo P1 (232-320 m) y el pozo P2 (90 m) que explica la composición química de los manantiales de San Diego de los Baños (El Templado y La Gallina) y M1-Bermejales. 1400

18

SO4 (meq/l) Ca (meq/l) Na+K (meq/l) TSS (mg/l)

P4 A (100-200 m)

16

1200 14 1000

800

10

P2 (187-293 m) 8

P 13

600

TSS (mg/l)

Ci (meq/l)

12

6 400

Mil Cumbres 4

200 2

0 0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 100

% de mezcla

227

Figura 4.6.2. Mezcla de aguas entre el manantial Mil Cumbres y el pozo P4 A (103-206 m) que explica la composición química de algunas muestras de los pozos P1 y P3 (sector hidrogeológico San Diego de los Baños-Bermejales)

25

3500 SO4 (meq/l) Ca (meq/l) Na+K (meq/l) TSS (mg/l)

P1 (231-320 m) 3000 20 M1-Bermejales 2500 P12 (bombeo)

Ci (meq/l)

2000 P4 (145-195 m) P4 A (203-300 m) 1500

TSS (mg/l)

15

10 P4 A (103-206 m) 1000 5 500

0 0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 100

% de mezcla

Figura 4.6.3. Mezcla de aguas entre el pozo P1 (231-320 m) y el pozo P4 A (103-206 m) que explica la composición química del manantial M1-Bermejales y algunas muestras de los pozos 12, 4 y 4 A (sector hidrogeológico San Diego de los Baños -Bermejales)

228

Figura 4.10.1. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Sumidero Mamey.

229

Figura 4.10.2. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Resurgencia Canilla.

230

Figura 4.10.3. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Surgencia Ancón.

231

Figura 4.10.4. Series temporales de CE, TSS , Ca2+, y HCO3-. Manantial Mil Cumbres.

232

Firua 4.10.5. Series temporales de CE, TSS, SO42- y Na+. Pozo P 1.

233

P o zo 1 T em p eratu ra ( o C ) 3500

40

C .V .= 0.34%

3000

C .V .= 2.27%

30

C .V .= 6.03% 2000 20

C .V .= 2.84%

1500

H2S (mg/L)

Ca, SO4 y TSS (mg/l)

2500 T S S (m g/l) S O 4(m g/l) C a(m g/l) H 2S (m g/l) TEM P

1000 10

500

C .V .= 0.42%

0

0 0

48

72

96

120

144

168

192

216

240

264

336

360

348

408

432

456

480

T iem p o (h )

Figura 4.10,6. Efecto del bombeo continuo sobre la temperatura (oC), TSS (mg/l) y las concentraciones de SO42-, Ca2+ y H2S (mg/l) de las aguas del Pozo 1.

234

Matriz de correlación

Figura 4.11.1. Regresiones y correlaciones lineales. Asociación Ofiolítica

235

Matriz de correlación

Figura 4.11.2. Regresiones y correlaciones lineales. Fm. Manacas

236

Matriz de correlación

Figura 4.11.3. Regresiones y correlaciones lineales. Fm. San Cayetano.

237

Matriz de correlación

Figura 4.11.4. Regresiones y correlaciones lineales. Fm Guajaibón.

238

Matriz de correlación

Figura 4.11.5. Regresiones y correlaciones lineales. Formaciones Sierra Azul, Lucas y Cacarajícara.

239

Matriz de correlación

240

Figura 4.11.6. Regresiones y correlaciones lineales. Fm Artemisa (flujos locales e intermedios).

Matriz de correlación

Figura 4.11.7. Regresiones y correlaciones lineales. Fm Artemisa, Flujos de carácter más regional y profundo, incluyendo las aguas que interactúan con otras litologías.

241

Figura 4.12. Variación temporal de la composición química de aguas que drenan diferentes litologías en la cuenca del río San Marcos, Sierra del Rosario (Pinar del Río): Arroyo Mmey (esquistos y areniscas); Resurgencia Canilla, Surgencia Ancón y Manantial Mil Cumbres (calizas).

242

Figura 4.13. Distribución de las fuentes de agua estudiadas en la Sierra del Rosario y ubicación de los principales focos contaminantes de la región y su inmediaciones.

243

Figura 4.18.5. Resultados comparativos entre los valores reales y los obtenidos por simulación para el fichero Cinet8 (caliza de la Fm. Guajaibón), con n=0.57.

Figura 4.18.6. Resultados comparativos entre los valores reales y los obtenidos por simulación para el fichero Cinet24 (caliza de la Fm. Artemisa), con n=0.62.

244

4.19.7. Variación temporal de las precipitaciones, el caudal, la temperatura , la conductividad eléctrica y la composición química del agua en la resurgencia Canilla (febrero-marzo de 1987).

245

4.19.8. Variación temporal de las precipitaciones, el caudal, la temperatura , la conductividad eléctrica y la composición química del agua en la surgencia Ancón (febrero-marzo de 1987).

246

Catálogo Hidroquímico de la Sierra del Rosario

247

Arroyos y manantiales de Sierra de Cajalbana N

T C 23.3 o

17

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 366 8.35

Eh mv 156

O2 mg/l 8.4

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 2.3

H2S mg/l 0.0

SiO2 mg/l 18.8

HCO3 CO3 mg/l mg/l 236.2 1.9

Cl mg/l 16.6

SO4 mg/l 8.9

Ca Mg mg/l mg/l 5.2 44.7

Na K mg/l mg/l 15.3 0.5

SST mg/l 329

CaCO3 mg/l 197

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 118-181 (HCO3-Mg)

248

Sumidero Mamey N

T C 23.3 o

28

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 444 7.77

Eh mv

O2 mg/l

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 2.0

H2S mg/l 0.0

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l 273.9 0.0

Cl mg/l 21.4

SO4 mg/l 7.7

Ca Mg mg/l mg/l 53.6 10.6

Na K mg/l mg/l 38.4 1.4

SST mg/l 407

CaCO3 mg/l 177

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 352-181 (HCO3-Ca>Na)

249

Pozo P3 (40 m) N

T C

o

1

25.0

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 345 8.00

Eh mv

O2 mg/l

Relaciones iónicas

CO2 mg/l

H2S mg/l

1.0

0.0

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l 1.0 180.6

Cl mg/l

SO4 mg/l

17.0

34.6

Ca Mg mg/l mg/l 8.0

3.7

Na K mg/l mg/l

SST mg/l

85.7

345

3.0

CaCO3 mg/l 35

Ref 2

PH: 811-172 (HCO3- Na)

250

Manantial Mil Cumbres Sulfuroso N

T C 23. 9 o

4

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 1060 7.17

Eh mv -317

O2 mg/l 1.2

CO2 mg/l 47.5

H2S mg/l 21.6

SiO2 mg/l 90.0

HCO3 CO3 mg/l mg/l 587.4 0.0

Cl mg/l 58.3

SO4 mg/l 72.4

Ca Mg Na K mg/l mg/l mg/l mg/l 40.2 19.3 207.0 8.6

SST mg/l 993

CaCO3 mg/l 180

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

Relaciones iónicas

PH: 721-181 (HCO3-Na)

251

Pozo P4 N

T C

o

7

30.3

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 1214 6.39

Eh mv

O2 mg/l

CO2 mg/l

H2S mg/l

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l

Cl mg/l

SO4 mg/l

Ca Mg mg/l mg/l

Na K mg/l mg/l

SST mg/l

3.4

82.0

82.0

711.4

118.7

98.0

21.6

315.9 23.8

1304

13.8

CaCO3 mg/l 114

Ref 2

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

PH: 721-271 (HCO3- Na)

252

Manantial Rancho Mar N

T C

o

1

25.0

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 2000 7.50

Eh mv

O2 mg/l

Relaciones iónicas

CO2 mg/l

H2S mg/l

SiO2 mg/l

40.0

87.0

30.5

HCO3 CO3 Cl mg/l mg/l mg/l 1055.6 0.0 249.6

SO4 mg/l

Ca Mg mg/l mg/l

Na K mg/l mg/l

SST mg/l

54.3

81.1 425.3

85.7

1909

15.4

CaCO3 mg/l 315

Ref 3

PH: 721-271 (HCO3-Cl> Na)

253

Cueva Lechuza. N

T C

o

9

21.8

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 247 8.20

Eh mv

O2 mg/l

CO2 mg/l

H2S mg/l

1.3

0.0

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l 0.0 135.8

Cl mg/l

SO4 mg/l

15.8

5.3

Ca Mg mg/l mg/l

Na K mg/l mg/l

SST mg/l

37.6

12.5

212

4.0

0.4

CaCO3 mg/l 111

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 271-181 (HCO3- Ca)

254

Manantial de los Mameyes. N

T C

o

4

21.4

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 386 7.76

Eh mv

O2 mg/l

CO2 mg/l

H2S mg/l

8.5

0.0

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l 0.0 241.1

Cl mg/l

SO4 mg/l

16.3

6.2

Ca Mg mg/l mg/l

Na K mg/l mg/l

SST mg/l

70.1

15.9

358

4.8

0.3

CaCO3 mg/l 195

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

Relaciones iónicas

PH: 181-181 (HCO3- Ca)

255

Surgencia Ancón N

T C 38 22.7 o

Q CE PH l/s µS/cm UpH 207 337 7.53

Eh mv -114

O2 mg/l 5.5

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 7.2

H2S mg/l 0.0

SiO2 mg/l 6.0

HCO3 CO3 Cl mg/l mg/l mg/l 178.8 0.0 15.4

SO4 mg/l 10.0

Ca Mg Na K mg/l mg/l mg/l mg/l 58.8 4.9 13.9 0.4

SST mg/l 305

CaCO3 mg/l 167

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 271-181 (HCO3-Ca)

256

Ref 1

Resurgencia Canilla N

T C 22.6 o

39

Q l/s 100

CE PH µS/cm UpH 302 7.65

Eh mv -100

O2 mg/l 5.8

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 5.9

H2S mg/l 0.0

SiO2 mg/l 6.0

HCO3 CO3 mg/l mg/l 178.8 0.0

Cl mg/l 15.0

SO4 mg/l 8.1

Ca Mg mg/l mg/l 48.9 5.5

Na K mg/l mg/l 13.7 0.4

SST mg/l 305

CaCO3 mg/l 145

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 271-181 (HCO3-Ca)

257

M. Cacarajicara N

T C

o

3

23.8

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 503 7.18

Eh mv

O2 mg/l

CO2 mg/l

H2S mg/l

SiO2 mg/l

-163

5.7

41.1

0.0

41.4

HCO3 CO3 mg/l mg/l 0.0 312.2

Cl mg/l

SO4 mg/l

Ca Mg mg/l mg/l

Na K mg/l mg/l

SST mg/l

24.6

25.8

88.4

24.5

486

10.3

0.8

CaCO3 mg/l 263

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

Relaciones iónicas

PH: 271-181 (HCO3- Ca)

258

Manantial Mil Cumbres N

T C 22.7 o

18

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 487 7.42

Eh mv 50

O2 mg/l 7.7

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 13.8

H2S mg/l 0.0

SiO2 mg/l 19.0

HCO3 CO3 mg/l mg/l 271.1 0.0

Cl mg/l 16.9

SO4 mg/l 37.0

Ca Mg mg/l mg/l 85.8 5.4

Na K mg/l mg/l 21.3 0.7

SST mg/l 438

CaCO3 mg/l 237

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 271-181 (HCO3-Ca)

259

Pozo Pedernales N

T C 23.2 o

7

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 735 7.09

Eh mv -260

O2 mg/l 1.8

CO2 mg/l 83.9

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

H2S mg/l 10.0

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l 452.0 0.0

Cl mg/l 38.7

SO4 Ca Mg mg/l mg/l mg/l 28.2 132.2 12.1

Na K mg/l mg/l 33.2 1.0

SST mg/l 697

CaCO3 mg/l 380

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 271-181 (HCO3-Ca)

260

Pozo Brocal N

T C 25.0 o

9

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 538 7.33

Eh mv -234

O2 mg/l 2.0

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 31.3

H2S mg/l 9.9

SiO2 mg/l

HCO3 CO3 mg/l mg/l 306.1 0.0

Cl mg/l 32.0

SO4 mg/l 14.9

Ca Mg mg/l mg/l 77.7 12.9

Na K mg/l mg/l 28.7 0.9

SST mg/l 473

CaCO3 mg/l 247

Ref 1

Diagrama de Tillman Trombe

PH: 271-181 (HCO3-Ca)

261

Manantial Soroa N

T C 24.2 o

4

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 560 7.34

Eh mv -290

O2 mg/l 1.9

CO2 mg/l 36.3

H2S mg/l 26.1

SiO2 mg/l 11.4

HCO3 CO3 mg/l mg/l 400.4 0.0

Cl mg/l 22.3

SO4 mg/l 17.3

Ca Mg mg/l mg/l 71.0 29.0

Na K mg/l mg/l 35.1 1.7

SST mg/l 597

CaCO3 mg/l 297

Ref 1,3

Diagrama de Tillman Trombe

Relaciones iónicas

PH: 253-181 (HCO3- Ca >Mg>Na)

262

Manantial Martín Mesa N

T C 28.0 o

1

Q l/s

CE PH µS/cm UpH 940 7.30

Eh mv

O2 mg/l

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 32.0

H2S mg/l 26.1

SiO2 mg/l 5.9

HCO3 CO3 mg/l mg/l 500.3 0.0

Cl mg/l 53.9

SO4 Ca Mg mg/l mg/l mg/l 17.8 100.1 24.8

Na K mg/l mg/l 67.2 2.4

SST mg/l 767

CaCO3 mg/l 352

Ref 4

PH: 352-181 (HCO3- Ca>Na> Mg)

263

Pozo El Sitio N

T C 26.1 o

3

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 1147 7.15

Eh mv -380

O2 mg/l 1.1

Relaciones iónicas

CO2 mg/l 108.2

H2S mg/l 200.0

SiO2 HCO3 CO3 mg/l mg/l mg/l 103.0 778.2 0.0

Cl mg/l 17.3

SO4 mg/l 25.6

Ca Mg Na K mg/l mg/l mg/l mg/l 85.6 50.8 118.1 4.9

SST CaCO3 mg/l mg/l 1080 423

Ref 1

PH: 532-181 (HCO3- Na>Ca>Mg>)

264

Manantial La Gallina, San Diego de los Baños, Pinar del Río. Composición químico-física T Q CE PH Eh O2 HCO3 CO3 Cl SO4 Ca Mg Na K C l/s mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l µS/cm UpH mv 11 36.1 11 2030 7.17 -265.5 2.8 235.7 0 37.1 1247.3 472.2 51.5 73.6 2.3 Componentes especiales CO2 H2S Rn SiO2 Fe Li Sr B Ba As F Br I Ref mg/l mg/l nC/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l 45.1 17.3 1.25 18.1 0.098 0.022 6.396 0.300 0.027 0.030 1.1 1,2,3,4 N

o

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

SST mg/l 2120

CaCO3 mg/l 1391

Ref 1,2,3

Diagrama de Defracesco

PH: 181-118 (Ca-SO4)

265

Manantial El Templado, San Diego de los Baños, Pinar del Río. Composición químico-física T Q CE PH Eh O2 HCO3 CO3 Cl SO4 Ca Mg Na K C l/s mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l µS/cm UpH mv 12 35.6 10 1520 7.13 -254.0 2.7 315.7 0.0 35.2 750.4 314.2 31.5 77.1 3.2 Componentes especiales CO2 H2S Rn SiO2 Fe Li Sr B Ba As F Br I Ref mg/l mg/l nC/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l 1,2,3,4 55.5 18.1 1.25 18.5 0.065 0.022 3.460 0.160 0.035 0.0100 1.1 N

o

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

SST mg/l 1527

CaCO3 mg/l 914

Ref 1,2,3

Diagrama de Defracesco

PH: 271-127 (Ca-SO4>HCO3)

266

Pozo P 1 N

T C 45.8 o

29

Q l/s

CE PH UpH µS/cm 2810 7.11

Eh mv

O2 mg/l

CO2 mg/l 39.7

H2S mg/l 27.5

SiO2 mg/l 23.6

HCO3 CO3 Cl SO4 Ca Mg Na K mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l mg/l 207.9 0.0 44.1 1757.4 573.8 63.3 162.7 6.8

SST CaCO3 mg/l mg/l 2816 1693

Ref 3

Variación temporal del TSS

Relaciones iónicas

PH: 271-118 (SO4-Ca)

267