Aplicaciones de la Química Física en la caracterización ...

Aplicaciones de la Química Física en la
caracterización del sistema de flujos de la
Sierra del Rosario, Pinar del Río, Cuba
Autora: Lic. Mónica Rodríguez Piña
Tutores: Dr. Sc. Juan Reynerio Fagundo Castillo
Dra. Patricia González Hernández
Tesis de Maestría en MEDIO AMBIENTE Y DESARROLLO
Centro de Estudios de Medio Ambiente
Universidad de La Habana

CONTENIDO DE LA TESIS
INTRODUCCIÓN .........................................................................................................................4
CAPÍTULO I. REVISIÓN BIBLIOGRÁFICA Y FUNDAMENTOS TEÓRICOS..............................9
1.1 Conceptos y definiciones de tipos de agua......................................................................................... 9
1.2 Clasificación química de las aguas..................................................................................................... 9
1.3 Patrones hidrogeoquímicos y representación gráfica de la composición química de las aguas......... 9
1.4 Fundamentos termodinámicos de la disolución de los minerales ................................................... 12
1.4.1 Ley de acción de masas.............................................................................................................. 12
1.4.2 Disolución de los carbonatos en condiciones de sistemas abierto y cerrado respecto al CO2 .. 13
1.4.3 Equilibrio de los carbonatos y otros minerales solubles ............................................................ 13
1.4.4 Diagrama de Tillman Trombe.................................................................................................... 14
1.4.5 Formación de iones complejos o pares iónicos.......................................................................... 15
1.4.6 Disolución de carbonatos por efecto de mezcla de agua........................................................... 16
1.4.7 Procesos de oxidación – reducción ............................................................................................ 16
1.4.8 Intemperismo de rocas no carbonatadas. Disolución incongruente de los silicatos................... 18
1.5 Proceso de adquisición de la composición química de las aguas naturales...................................... 18
1.6 Procesos de interacción del agua con el medio ambiente geológico................................................ 22
1.7 Variación temporal de la composición química de las aguas........................................................... 23
CAPÍTULO II. MARCO GEOGRÁFICO, GEOLÓGICO E HIDROGEOLÓGICO..........................24
2.1 Breve descripción geográfica ........................................................................................................... 24
2.2 Geología ........................................................................................................................................... 26
2.3 Hidrogeología................................................................................................................................... 29
1

CAPÍTULO III. MATERIALES Y MÉTODOS .............................................................................34
3.1 Inventario de puntos de agua........................................................................................................... 34
3.2 Técnicas analíticas............................................................................................................................ 37
3.3 Confección de los mapas y esquemas .............................................................................................. 38
3.4 Aplicación de modelos hidrogeoquímicos ....................................................................................... 38
3.5 Representación de los tipos de agua mediante patrones hidrogeoquímicos..................................... 40
3.6 Determinación del origen de la composición química del agua....................................................... 40
3.7 Cálculo de las ecuaciones termodinámicas para la determinación del estado del agua con respecto
al equilibrio con los minerales constitutivos del acuífero ...................................................................... 41
CAPÍTULO IV. RESULTADOS Y DISCUSIÓN...........................................................................42
4.1 Caracterización hidrogoquímica del sistema de flujos..................................................................... 42
4.2 Caracterización hidroquímica espacial............................................................................................. 45
4.3 Clasificación hidroquímica. Tipos de agua y patrones hidrogeoquímicos....................................... 45
4.4 Relación entre los patrones hidrogeoquímicos y la geología ........................................................... 49
4.5 Origen de la composición química del sistema de flujos ................................................................. 58
4.6 Estado de las aguas de los diferentes flujos con respecto al equilibrio de los minerales constitutivos
de los acuíferos....................................................................................................................................... 65
4.7 Estado de equilibrio de las aguas con respecto los minerales calcita (RSC), dolomita (RSD) y Yeso
(RSD) ..................................................................................................................................................... 71
4.8 Variación estacional de los parámetros químicos ............................................................................ 76
4.9 Evaluación de la calidad de las aguas minerales de la Sierra del Rosario para aplicaciones
terapéuticas y otros usos......................................................................................................................... 78
2

CONCLUSIONES .......................................................................................................................82
RECOMENDACIONES...............................................................................................................85
BIBLIOGRAFÍA .........................................................................................................................86
Anexo 1 .................................................................................................................................................. 97
Anexo 2 .................................................................................................................................................. 99
Anexo 3 ................................................................................................................................................ 103
Anexo 4 ................................................................................................................................................ 110
Anexo 5. Tablas ................................................................................................................................... 116
3

INTRODUCCIÓN
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 presentados 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 regiones, 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 del agua (Pulina y Fagundo,
1984¸ 1992; Rodríguez et al, 1991, 1989; Rodríguez y Fagundo,1995; Fagundo et al, 1986;
1995; 1997; 1998), sobre las propiedades de 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 cársica 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 con mayor profundidad la
naturaleza de los flujos con relación a las características geológicas locales.
4

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 surgencias 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 - 2006, 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 socio-
económico de la comunidad de la región.” Proyecto financiado por la Comunidad
5

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).
4. “Caracterización hidrogeológica e hidrogeoquímica de flujos que drenan la Sierra del
Rosario (Pinar del Río - La Habana) para su utilización en la Salud.” Proyecto Ramal del
Programa del MINSAP Medicina Natural y Tradicional (2005-2006).
El empleo de metodologías novedosas en el campo de la hidrogeología y la hidrogeoquímica
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 estos proyectos asociados a la investigación 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.
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 explotación, 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
para 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 el estudio de los mismos es punto de partida para un uso sostenible de los recursos
hídricos de diferente naturaleza existentes en la región montañosa Sierra del Rosario.
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Hipótesis
El ordenamiento de la información hidroquímica disponible de la Sierra del Rosario, acorde a
las peculiaridades geológicas del terreno, su procesamiento mediante modelos estadísticos e
hidrogeoquímicos y la aplicación de la química física en la caracterización del sistema de
flujos, 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
Aplicar la química física y la modelación matemática en la caracterización del sistema de
flujos y los procesos hidrogeoquímicos que originan la composición química de las aguas
naturales y minerales de mayor interés en la Sierra del Rosario, con vistas a integrar los
recursos hídricos en los programas de desarrollo socio-económico de la región.
Objetivos específicos de la tesis
- Caracterizar, a partir de las propiedades químicas y físicas de las aguas y el procesamiento
de los datos mediante modelos hidrogeoquímicos, los flujos que drenan los acuíferos
desarrollados en diferentes litologías correspondientes a las diferentes formaciones
geológicas de la Sierra del Rosario.
- Determinar las relaciones que existen entre las propiedades químico-físicas de los
diferentes flujos con las características geológicas (litológicas y estructurales) de la región.
- Evaluar la calidad y propiedades de las aguas con vistas a su mejor explotación para
diferentes usos (bebida envasada, uso terapéutico, recreación, abasto a comunidades
campesinas, etc).
- Perfeccionar la metodología existente para la caracterización de los recursos de aguas
naturales y naturales termales de la Sierra del Rosario desde el punto de vista químico -
físico.
- Recomendar a las entidades gestoras y usuarios de la comunidad, el uso más adecuado de
los recursos de agua estudiados en la Sierra del Rosario.
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Tareas
Para satisfacer los objetivos de la tesis fueron desarrolladas las siguientes tareas:
- Determinación de un inventario de puntos de agua con la correspondiente documentación
geológica.
- Compilación de la información geológica, hidrogeológica e hidroquímica de archivo,
informes y publicaciones.
- Confección de la base de datos hidroquímicos.
- Procesamiento de datos mediante modelos estadísticos e hidrogeoquímicos:
HYDROGEOQUIM, MODELAGUA.
- Validación de la calidad de los datos.
- Determinación de los principales estadígrafos (media, máximo, mínico, desviación
estándard, coeficiente de variación).
- Determinación de los tipos de agua y patrones hidrogeoquímicos.
- Determinación del estado de equilibrio de las aguas mediante los diagramas de
Tillman Trombe y la aproximación de Back y Langmuir.
- Determinación de los procesos geoquímicos que explican la composición química de
las aguas.
- Estudiar las características geológica e hidrogeológica de las fuentes objeto de estudio.
- Caracterización físico química de los recursos de agua. Clasificación y representación
hidroquímica.
- Divulgar los resultados de la tesis en eventos y a través de artículos científicos.
8

CAPÍTULO I. REVISIÓN BIBLIOGRÁFICA Y FUNDAMENTOS TEÓRICOS
1.1 Conceptos y definiciones de tipos de agua
Los conceptos y definiciones de los diferentes tipos de agua que serán objeto de estudio en
esta tesis se tomaron de la Norma Cubana de Agua Potable (N.C. 93–02: 1985), que regula las
aguas de consumo por parte de la población, de la Norma Cubana de Agua Mineral (NC 93-
01-218:1995) para las utilizadas en crenoterapia y de la Norma Cubana de Bebida Envasada
(N.C 2: 1996) para las de tipo embotellada (Anexo 1).
1.2 Clasificación química de las aguas
Los criterios químico-físicos de la clasificación de las aguas se basan en el contenido de los
iones más abundantes.
En la literatura aparecen numerosas clasificaciones que responden a diferentes objetivos
(García, 1988; Catalán, 1988; Fagundo, 1996).
Para la clasificación química de las aguas minerales, el método más utilizando es el de Kurlov.
Este método toma en cuenta para la clasificación los iones que se encuentran en un porcentaje
superior al 20 % del total de miliequivalentes de aniones y cationes.
Desde el punto de vista balneológico, se clasifican acorde a la presencia de componentes
químicos de reconocida acción farmacológica y terapeútica (Armijo-Valenzuela y San Martín,
1994), tomándose como criterio la presencia de macro constituyentes (HCO3 - , SO4 2- , Cl - , Ca 2+ ,
Mg 2+ , Na + , K + ) por encima de un 20 % de miliequivalentes por litro, cuando poseen más de
1 gramo por litro de sólidos disueltos (SST), o cuando presentan determinados componentes
bioactivos (CO2, SiO2, Rn, As, Fe, B, Ba, F, Br, I, etc.) en una determinada proporción que
establecen las normas de aguas minerales (NC. 93-01-218, 1995).
1.3 Patrones hidrogeoquímicos y representación gráfica de la composición química de las
aguas
Las variaciones en la composición del agua pueden ser caracterizadas a través de determinadas
relaciones iónicas o patrones hidrogeoquímicos.
9

Las aguas naturales pueden ser caracterizadas mediante un grupo discreto de patrones
hidrogeoquímicos (Tabla 1.1), que consisten en relaciones estequiométricas del tipo Na + K:
Mg: Cl: HCO3: SO4 donde la facies hidroquímica predominante depende fundamentalmente
de la litología y el patrón de agrietamiento local, las condiciones de circulación hídrica, la
geomorfología del terreno, el tipo de suelo, así como factores de tipo ambiental (Fagundo,
1998).
Sobre la base de las relaciones estequiométricas se puede simular la composición química de
todas las aguas naturales mediante un número limitado de combinaciones numéricas. En
general, se puede establecer que todas las aguas naturales pueden ser caracterizadas por un
grupo determinado de patrones hidrogeoquímicos, por ejemplo 729 (27 x 27 combinaciones)
(tabla 1.1). Si se requiere mayor precisión se puede tomar más combinaciones numéricas.
Estas combinaciones representan relaciones estequiométricas de la composición relativa
media (expresada por el porcentaje de meq/L) del tipo Na + K: Ca: Mg: Cl HCO3: SO4.
Por ejemplo, un agua del tipo bicarbonatada cálcica (HCO3 - – Ca2 + ), con una relación
estequiométrica 1: 8: 1: 1: 8: 1, posee una composición química aproximada de 10 % de
meq/L de sodio, 80 % meq/L de calcio, 10 % meq/L de magnesio, 10 % meq/L de cloruro, 80
% meq/L de bicarbonato y 10 % meq/L de sulfato.
Estos patrones pueden representarse mediante diagramas, expresándose la concentración
iónica de forma absoluta (meq/L) o relativa (porcentaje meq/L).
La representación gráfica de los datos hidroquímicos constituye una herramienta de trabajo
muy eficiente en la interpretación de las propiedades de un agua. También permite ver con
facilidad el comportamiento y evolución de un agua en un territorio determinado y a través del
tiempo. Entre los métodos gráficos más utilizados se destacan los siguientes: diagrama de
barra, diagrama circular, diagrama de Stiff, diagrama triangular y diagrama vertical Stiff.
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Tabla 1.1. Relaciones estequiométricas de aniones y cationes correspondientes a los
27 x 27 =729 patrones hidrogeoquímicos de las aguas naturales.
Cationes
Ca 2+
Na + +K +
Mg 2+
Relaciones
estequiométricas
Aniones
1:8:1 HCO3 -
8:1:1 Cl -
1:1:8 SO4 2-
Ca 2+ > (Na + +K + ) 2:7:1 3:6:1 4:1:5 HCO3 - > Cl -
Ca 2+ > Mg 2+
(Na + +K + ) > Ca 2+
(Na + +K + ) > Mg 2+
1:7:2 1:6:3 1:5:4 HCO3 - > SO4 2-
7:2:1 6:3:1 5:4:1 Cl - > HCO3 -
7:1:2 6:1:3 5:1:4 Cl - > SO4 2-
Mg 2+ > Ca 2+ 1:2:7 1:3:6 1:4:5 SO4 2- > HCO3 -
Mg 2+ > (Na + +K + ) 2:1:7 3:1:6 4:1:5 SO4 2- > Cl -
Ca 2+ > (Na + +K +) > Mg 2+
3:5:2 HCO3 - > Cl - > SO4 2-
Ca 2+ > Mg 2+ > (Na + +K + ) 2:5:3 HCO3 - > SO4 2- > Cl -
(Na + +K + ) > Ca 2+ > Mg 2+
(Na + +K + ) > Mg 2+ > Ca 2+
5:3:2 Cl - > HCO3 - > SO4 2-
5:2:3 Cl - > SO4 2- > HCO3 -
Mg 2+ > Ca 2+ > (Na + +K + ) 2:3:5 SO4 2- > HCO3 - > Cl -
Mg 2+ > (Na + +K + ) > Ca 2+
3:2:5 SO4 2- > Cl - > HCO3 -
El diagrama de Stiff emplea un sistema de ejes horizontales paralelos y un eje vertical. En
cada uno de estos se coloca un ion determinado. Una forma adecuada consiste en colocar en
los ejes de la izquierda las concentraciones (meq/L) de los iones Na + + K + , Ca 2+ y Mg 2+
de arriba hacia abajo y, en el mismo orden, en los ejes de la derecha, los iones Cl - , HCO3 - +
11

CO3 2- , así como SO4 2- . En España se suele tomar como segundo eje el constituido por los
iones Mg 2+ (izquierda) y SO4 2- (derecha).
Este método permite apreciar y comparar en forma rápida los diferentes tipos de agua, cuando
éstas se encuentran en cantidades limitadas. Es especialmente útil cuando se quieren apreciar
cambios en el comportamiento de un agua en determinado período de tiempo, por
características climáticas, hidrogeológicas o efectos antrópicos.
1.4 Fundamentos termodinámicos de la disolución de los minerales
Numerosos textos tratan acerca de los fundamentos teóricos de la disolución de los minerales
por las aguas naturales (Appelo y Postma, 1993; Drever, 1988; Fagundo, 1996). En este
acápite se discutirán algunos aspectos relacionados con este tema.
1.4.1 Ley de acción de masas
La disolución de un mineral o la precipitación a partir de una solución saturada está regida por
la ley de acción de masas, además de otros procesos de interacción químico físicos (Fagundo,
1996). En general, puede formularse a partir de la expresión siguiente:
a A + b B ... = c C + d D ... (1.1)
c d
(C) (D)
Cuando se establece el equilibrio químico: K = (1.2)
a b
(A) (B)
Donde:
K: Constante termodinámica de equilibrio, también denominada como constante de
estabilidad, así como constante del producto de solubilidad (reacciones de disolución) y
constante de disociación (reacciones de disociación química).
( ): Actividad química.
A y B: Compuestos reaccionantes.
12

C y D: Productos de la reacción.
a, b, c y d: Número de moles.
Las actividades se definen por: (X i) = γi mi (1.3)
Donde:
γi : Coeficiente de actividad de la sustancia i.
mi: Molalidad de la sustancia i (Concentración de i en moles/L).
Las concentraciones, que serán representadas por corchetes [X] o por mi, suelen ser iguales a
las actividades cuando las soluciones son diluidas.
1.4.2 Disolución de los carbonatos en condiciones de sistemas abierto y cerrado respecto
al CO2
Si en el proceso de disolución de los minerales carbonatados por las aguas naturales existe
un suministro abundante de CO2, que puede considerarse constante durante la reacción, éste
procede rápidamente hasta la saturación. En este caso la reacción tiene lugar en condiciones de
sistema abierto respecto al CO2. Si por el contrario, la disolución de los carbonatos por las
aguas naturales se produce en virtud del suministro inicial de CO2, que luego no se repone en
el transcurso de la reacción, ésta se produce en condiciones de sistema cerrado respecto al
CO2.
En la naturaleza tienden a primar, por lo general, las condiciones de disolución de los
carbonatos en sistema mixto, o sea, intermedio entre sistema abierto y cerrado.
1.4.3 Equilibrio de los carbonatos y otros minerales solubles
Las leyes termodinámicas han encontrado una útil aplicación en la disolución de las calizas y
dolomías, donde tienen lugar los sistemas de equilibrios CO2-H2O-CaCO3 y CO2-H2O-
CaMg(CO3)2 respectivamente. La disolución de los minerales constitutivos de las rocas
13

carbonatadas (calcita y dolomita respectivamente) comprende una serie de procesos físicos y
químicos donde intervienen estados gaseosos, líquidos y sólidos a través de interfases aire-
agua-roca y un sistema de equilibrios químicos. Estos procesos pueden expresarse de la
manera siguiente:
CO2 (g) + H2O (l) + CaCO3 (s) = Ca 2+ (ac) + 2HCO3 - (ac) (1.4)
Calcita
2 CO2 (g) + 2 H2O (l) + CaMg(CO3)2 (s) = Ca 2+ (ac) + Mg 2+ (ac) + 4 HCO3 - (ac) (1.5)
Dolomita
En las aguas naturales los minerales solubles más comunes, además de la calcita y la dolomita,
son yeso, halita y silvita, cuyas reacciones de disolución son las siguientes:
CaSO4. 2 H2O (s) = Ca 2+ (ac) + SO4 2- (ac) + 2 H2O (1.6)
Yeso
NaCl = Na + (ac) + Cl - (ac) (1.7)
Halita
KCl = K + (ac) + Cl - (ac) (1.8)
Silvita
1.4.4 Diagrama de Tillman Trombe
Una de las aplicaciones prácticas del desarrollo de las ecuaciones de equilibrio de los
carbonatos es la determinación del grado de agresividad de un agua cársica o de la capacidad
del agua para la disolución de la calcita. Esto significa determinar si el agua, en un momento
dado de su recorrido superficial o subterráneo, se encuentra insaturada o subsaturada con
respecto a la calcita (agua agresiva, capaz de seguir disolviendo calcita), saturada (en
equilibrio con respecto a dicho mineral, incapaz de seguir disolviendo más calcita), o
sobresaturada (incrustante, con un exceso de calcita disuelta y por tanto con tendencia a la
precipitación). Estos estados se definen por la localización del agua en el diagrama de Tillman
Trombe (por debajo de la isoterma de equilibrio, sobre la isoterma o por encima de ella).
El diagrama de referencia, se crea a partir del desarrollo de las ecuaciones químicas que toman
parte en el sistema de equilibrios correspondientes a la disolución de la calcita (Anexo 3). En
14

el eje X aparece la dureza (CaCO3) y el eje Y el pH. Las constantes de equilibrio para
diferentes temperaturas se calculan mediante la expresión de Vant Hoff (ecuación 3.32 del
Anexo 3).
La principal dificultad que presenta la medición de la agresividad de las aguas cársicas
tropicales, es la rapidez con que el agua evoluciona hacia la saturación. Cuando las aguas son
tomadas en las emergencias cársicas en Cuba, por lo general, se encuentran saturadas o
sobresaturadas (Fagundo et al, 2005 a).
Para la determinación cuantitativa de la agresividad potencial de las aguas cársicas, los
carsólogos europeos han utilizado tradicionalmente el denominado diagrama de Tillman-
Trombe o la versión modificada por Roques (1972). Más recientemente se han empleado
algoritmos de cálculo más precisos mediante programas computación: WATEC (Truesdell y
Jones, 1974), NETPATH (Plummer et al, 1991), SAPHIQ (Alvarez y Fagundo, 1991),
PREEQC (Parkhurst y Appelo, 1999), HIDROGEOQUIM (Fagundo et al, 2005 b), que
además de los iones libres (tomados en cuenta en el mencionado diagrama), consideran la
presencia de iones complejos o pares iónicos.
1.4.5 Formación de iones complejos o pares iónicos
En el proceso de disolución de los minerales por las aguas naturales, además de los iones
libres comúnmente conocidos (HCO3 - , CO3 2- , Cl - , NO3 - , SO4 2- , Ca 2+ , Mg 2+ , 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. A pesar de su pequeña concentración, cuando no se consideran en los cálculos
cuantitativos de la agresividad de las aguas cársicas se pueden cometer errores.
Se ha demostrado que la adición de pequeñas cantidades de MgCl2, incrementa
considerablemente la solubilidad de la calcita como consecuencia de la formación de
MgHCO3 + y MgCO3º, los cuales tienden a perturbar el equilibrio eléctrico entre Mg2+ y Cl-,
provocando un aumento en la disolución de la calcita (Roques, 1974; Muxart, 1972).
15

El cálculo de las concentraciones de los iones complejos o pares iónicos involucrados en los
sistemas CO2-H2O-CaCO3, CO2-H2O-CaMg(CO3)2 y CaSO4, se puede realizar mediante
métodos numéricos (Fagundo et al, 1986). Para ello es necesario tomar en consideración un
sistema de ecuaciones de equilibrio químico, que contemple tanto los iones libres como los
iones complejos o pares iónicos.
En el Anexo 3 se presenta el algoritmo de cálculo para determinar el estado en que se
encuentra un agua natural que drena un terreno constituido por los minerales calcita, dolomita
y yeso, el cual toma en cuenta la formación de iones complejos.
1.4.6 Disolución de carbonatos por efecto de mezcla de agua
El término corrosión por efecto de mezcla de agua se ha utilizado ampliamente por
geomorfólogos y carsólogos (Bögli, 1971) para explicar algunos fenómenos de disolución en
las rocas por aguas naturales, que desde el punto de vista de la teoría de los equilibrios de los
carbonatos, se encuentran saturadas. Según este principio, un agua que ha alcanzado la
saturación puede hacerse de nuevo agresiva si se mezcla con otra que se encuentra también
saturada y posee un contenido de Ca 2+ o pCO2 distintos. Dos aguas cársicas procedentes de
fuentes diferentes, se pueden encontrar saturadas en calcita, las cuales actuando por separado
son incapaces de disolver más calcita. Sin embargo, al mezclarse se pueden hacer agresivas y,
por tanto, el agua resultante es capaz de disolver una cantidad adicional del mineral
carbonatado.
Los fenómenos de corrosión por mezcla de aguas son, por lo general, muy comunes en el
carso, tanto en la zona no saturada (conocida también como vadosa o de aireación); como en la
freática o de saturación. Las características propias del carso, donde la circulación del agua
ocurre a través de conductos más o menos independientes que tienden a integrarse, facilitan la
mezcla de diferentes aguas.
1.4.7 Procesos de oxidación – reducción
Muchas reacciones químicas que tienen lugar en el medio acuático, implican transferencia de
electrones entre constituyentes disueltos, gases o sólidos. Como resultados de estas
16

transferencias se producen cambios en los estados de oxidación-reducción de los reaccionantes
y los productos (Appelo y Postma, 1993). Estos procesos se pueden representar mediante la
ecuación de equilibrio siguiente:
Oxidante + ne = Reductor
Donde ambas moléculas (oxidante-reductor) constituyen un par redox. El proceso neto ocurre
con la intervención de ambos tipos de moléculas, una oxidante y otra reductora, para que se
pueda producir el intercambio de electrones. La reacción es más representativa mediante la
interacción de dos sistemas redox.
La fortaleza del par redox se mide por el potencial de oxidación-reducción o potencial redox,
mediante la ecuación de Nerst:
o RT (Oxidante)
Eh = Eh
+ ln (1.9)
nF (Reductor)
Donde:
Eh: Potencial de oxidación-reducción o potencial redox.
Ehº: Constante que depende de la naturaleza del oxidante y del reductor y se refiere a las
condiciones estándares.
F: Constante de Faraday.
n: Número de electrones intercambiados.
El potencial de oxidación-reducción se mide en voltios o milivoltios. A través de
milivoltímetros de campo es posible obtener este valor en las aguas naturales.
Aunque las soluciones acuosas no contienen electrones libres, también es conveniente expresar
el proceso de oxidación-reducción mediante un par redox, como si estas reacciones se
produjeran por separado.
17

1.4.8 Intemperismo de rocas no carbonatadas. Disolución incongruente de los silicatos
Cuando los productos de una reacción de disolución son todas especies iónicas, se dice que la
disolución es congruente. Cuando por el contrario, la disolución de un mineral da lugar a
especies iónicas y moléculas no solubles, se dice que la disolución es incongruente. Este
último es el caso de muchos aluminosilicatos. Como ejemplo tenemos la ecuación química
correspondiente a la disolución incongruente de la albita, un aluminosilicato de sodio:
11
NaAlSi3O8 (s) + CO2 (g) + H2O (l) = Na
2
+ (ac) + HCO3 - (ac) + 2H4SiO4 (l) +
Albita
1
Al2Si2O5(OH)4 (s) (1.10)
2
Caolinita
En presencia de H + o CO2 el agua disuelve el mineral albita, liberando sodio, bicarbonato y
ácido silícico en el seno de la solución, mientras deposita el mineral arcilloso caolinita. Este
proceso ocurre corrientemente como resultado del intemperismo de las rocas graníticas.
Como resultado del proceso de intemperismo de las rocas por los agentes exógenos se originan
los suelos, constituidos por minerales de tipo arcilloso. Estos minerales se subdividen en cinco
grupos: caolinita, montmorillonita, ilita, clorita y vermiculita; los cuales se caracterizan por
presentar tamaños de partículas del orden de los coloides, originando procesos de intercambio
iónico entre las arcillas de la zona del suelo y las aguas que discurren a través de las mismas.
1.5 Proceso de adquisición de la composición química de las aguas naturales
Las aguas naturales adquieren su composición química mediante un complejo proceso de
interacciones químico-físicas en el que intervienen además factores de tipo geológico,
hidrogeológico, geomorfológico, pedológico, climático, microbiológico, antrópico y otros
(Fagundo, 1990).
Los factores químico-físicos están regidos por las leyes termodinámicas que controlan la
disolución de los minerales. Entre estos se destacan: la solubilidad de los minerales, el
contenido de gases disueltos, las condiciones del sistema (abierto o cerrado) en que la
18

disolución tiene lugar, el pH, el potencial redox, el efecto salino o de fuerza iónica, el efecto
de ion común, el efecto de mezcla de aguas y otros.
Los factores geológicos se relacionan con la litología (composición de los minerales de las
rocas), el estado de yacencia de las secuencias estratigráficas, la tectónica, el agrietamiento, la
textura y porosidad de las rocas, etcétera. La litología determina, por lo general, las facies
hidroquímicas dominantes en una región determinada, es decir, el tipo de agua.
Las aguas que discurren por terrenos carbonatados suelen ser del tipo HCO3-Ca o HCO3-
Ca>Mg, en dependencia de que el mineral más abundante sea calcita o dolomita. Por otro
lado, aquellos acuíferos desarrollados en rocas ultrabásicas, constituidos por serpentinitas y
otros minerales ricos en magnesio, originan aguas del tipo HCO3-Mg. En todos estos procesos
la disolución tiene lugar también en condiciones congruentes. Sin embargo, las aguas que
drenan acuíferos constituidos por rocas silícicas ácidas, donde predominan plagioclasas
(constituidas por los minerales albita y anorthita), disuelven los minerales de manera
incongruente, esto es, formando además un mineral arcillosos insoluble tal como la caolinita o
la montmorillonita. Originan mediante este proceso de meteorización, aguas del tipo HCO3-
Na o HCO3-Ca > Na, según la proporción relativa de los minerales albita y anorthita. En la
tabla 5.3 del Anexo 5 se muestran los procesos de intemperismo que se produce en diferentes
litologías.
Los aspectos vinculados al agrietamiento y porosidad de las rocas influyen de manera
determinante en el estado de división de las partículas; mientras más pequeña sean éstas,
poseerán mayor superficie, facilitando la disolución del mineral. Las aguas que drenan a través
de rocas calcáreas, muy trituradas por los procesos tectónicos, adquieren un contenido mayor
de calcita disuelta que aquellas que drenan a través de calizas más compactas.
Los factores hidrogeológicos están relacionados con la permeabilidad del acuífero, el tipo de
flujo, su velocidad, así como la zona por donde se mueve el agua. Todos estos aspectos
inciden en el tiempo de contacto entre el agua y el mineral, por ejemplo, si el flujo tiene lugar
en condiciones difusas a través de las rocas, el tiempo de interacción del agua con los
19

minerales es más lento y, por tanto, la cantidad de minerales disueltos es mayor que si las
condiciones de flujo son de tipo turbulentas a través de grietas más o menos amplias.
Los factores de tipo geomorfológico también influyen en la composición química de las aguas,
en especial, el escarpe de los macizos, el tipo de vegetación, el grado de erosión de los
terrenos y la naturaleza de las propias formas del relieve. A pesar de que las formas de
adsorción (dolinas, sumideros, etcétera), se pueden considerar el resultado de los procesos
cársicos, una vez creadas esas formas, éstas facilitan o limitan la ulterior acción de corrosión
química sobre el carso, lo cual se refleja en la composición química de las aguas.
Otros factores que también influyen sobre la composición química de las aguas son los de tipo
pedológicos, los cuales están asociados al tipo de suelo que yace sobre las secuencias
carsificables. El suelo puede ser el resultado del intemperismo de la roca o tratarse de una
cobertura alóctona de origen fluvial, pluvial o glaciar; su espesor puede variar desde un grosor
apreciable hasta llegar a ser muy escaso o ausente como ocurre en los carsos desnudos. De sus
características y condiciones pedoclimáticas depende la actividad microbiológica asociada, así
como de la producción de gases y ácidos disponibles, que luego son arrastrados por las lluvias
o las nieves al fundirse, haciendo posible la disolución de los minerales que forman parte del
paquete de rocas cársicas subyacentes. En el caso de un carso desnudo, el agua de las
precipitaciones puede adquirir el CO2 directamente de la atmósfera, pero en una proporción
menor que la que se produce en el suelo.
Los factores climáticos intervienen de forma activa en la dinámica de la meteorización
mecánica y química de los macizos, permitiendo en el primer caso la fragmentación, traslado y
acarreo de los minerales lejos del lugar de origen, así como facilitando en el segundo caso, la
disolución de los minerales de las rocas. Mientras más intensa sea la acción mecánica, más
facilitará al agua su acción corrosiva.
Los elementos del clima más determinantes en el modo en que las aguas adquieren su
composición química son: la temperatura, humedad relativa, intensidad y duración de las
precipitaciones, intensidad y duración de las radiaciones, velocidad del aire, entre otros.
20

Según Bakalowicz (1992) el clima, aunque es uno de los factores que influyen de manera
activa en el proceso de carsificación, no es el factor más importante. Los factores de tipo
geológico y morfológico son más efectivos pues modifican las condiciones de los flujos
hídricos a través de los acuíferos cársicos, favoreciendo el incremento de CO2 procedente de
las corrientes superficiales que penetran al carso a través de los ponores o mediante la
infiltración de aguas subterráneas agresivas que acceden al carso.
Por último, se debe destacar el papel que desempeña el factor antrópico en la composición
química de las aguas naturales.
El agua constituye un recurso valioso que el hombre utiliza. En cierta medida el mismo sufre
un constante proceso de contaminación, en el cual parte es compensado por los procesos de
autodepuración.
La contaminación es un proceso natural o artificial, mediante el cual se agrega al agua normal
o beneficiosa elementos, sustancias o materia viva, que la convierte en perjudicial para todos o
algunos de los diferentes usos. Por lo general, las aguas superficiales se suelen afectar con más
facilidad que las subterráneas.
Entre los efectos negativos de la actividad del hombre, que dan lugar a la contaminación del
agua se pueden considerar el vertimiento de residuales orgánicos agroindustriales y
urbanos, vertimiento de residuales inorgánicos, incremento de nitratos (nitrificación),
pesticidas y otras sustancias a causa del tratamiento químico en la agricultura, la actividad
minera, el derrame de hidrocarburos, salinización de los acuíferos costeros por
sobreexplotación y deforestación del paisaje cársico.
En la literatura especializada de los años más recientes aparecen muchas citas bibliográficas,
donde se presentan los principales problemas relacionados con el efecto del impacto humano
sobre regiones potencialmente vulnerables como son los acuíferos cársicos (Legrant, 1985;
James, 1991; Pacheco et al, 2000; Marín et al, 2000; Parise y Pascali, 2003). Algunos trabajos,
sin embargo, ponen de manifiesto la buena capacidad autodepuradora del medio cársico para
aquellos residuales industriales ácidos procedentes de la industria del petróleo (Lin Hua,
21

1991); así como para corrientes subterráneas contaminadas por la actividad del hombre
(Hemmel, 1990).
1.6 Procesos de interacción del agua con el medio ambiente geológico
Las aguas subterráneas juegan un papel activo como agente geológico. Son capaces de actuar
con el medio ambiente (Tóth, 2000) y producir cambios físicos (lubricación y modificación de
las presiones intersticiales); químicos (disolución, hidratación, hidrólisis, oxidación-reducción,
precipitación, intercambio iónico, etc.) y cinéticos (transporte de agua, materia acuosa y no
acuosa y calor). Como agente geológico, el movimiento del agua subterránea puede cambiar el
medioambiente geológico y causar desastres naturales (Wu, 2003).
Las interacciones entre el agua subterránea y el medio circundante tienen lugar de diversas
maneras, condicionadas por la tendencia de ambos sistemas a alcanzar el equilibrio. De ese
modo se producen una serie de efectos, cuya naturaleza depende de las condiciones físicas,
químicas y cinéticas a escala local (Tóth, 2000).
Los procesos de interacción agua-roca, son objeto de estudio tanto en el laboratorio como de
campo. En el primer caso se simula en forma experimental diferentes procesos que ocurren en
la naturaleza por acción de las aguas subterráneas, mediante los cuales las mismas adquieren
diferentes componentes (Saxena y Ahmed, 2001; Newbrough, 2002). Los estudios "in situ" de
los procesos de interacción agua subterránea-roca han permitido estudiar el modo en que las
aguas adquieren algunos componentes específicos en su composición durante los procesos de
intemperismo (Ettazarini, 2004), así como de mezcla de aguas someras con otras más
profundas que poseen una mayor concentración de un componente determinado (Goldscheider
et al, 2003; Moran y Rose, 2003; Wen y Zhang, 2004).
Como consecuencia de la extracción de agua subterránea en pruebas de bombeo (Huizar-
Alvarez y Carrillo-Rivera, 2004) o por sobreexplotación de algunos acuíferos (Carrillo-Rivera,
2000; Carrillo-Rivera et al, 2002), se ha incrementado la temperatura del agua o el contenido
de determinados compuestos procedentes de los flujos de carácter más regional, los cuales se
formaron mediante procesos de interacción agua-roca a mayor profundidad.
22

1.7 Variación temporal de la composición química de las aguas
Los cambios temporales en la composición química de las aguas naturales se han clasificado
en función de la escala de tiempo como: cambios seculares (producidos en el orden del
tiempo geológico) y cambios a corto plazo (Paces, 1980). A cada una de estas categorías le
corresponden a su vez, cambios de tipo periódico, abrupto y sistemático.
La composición química espacial de las aguas en una región determinada, sólo da una
información parcial del funcionamiento del acuífero o cuerpo de agua. La variación a lo largo
de uno o más años hidrológicos, así como durante los períodos de intensas lluvias, ofrece
mucho más información. Las determinaciones conjuntas a lo largo del tiempo de la
composición química de las aguas y el caudal en un determinado sitio, así como el registro
simultáneo de los elementos del clima, ofrece la oportunidad de correlacionar las respuestas
hídrica y química en relación a las precipitaciones.
La variación estacional de la dureza se ha utilizado por muchos investigadores para
interpretar la forma en que se mueven las aguas en el carso. Shuster y White (1971)
propusieron el empleo del coeficiente de variación de la dureza en lugar de la dureza misma,
como un índice para determinar si las aguas se mueven en forma difusa o a través de
conductos. Las aguas que discurren por fisuras y conductos abiertos poseen un mayor
coeficiente de variación, puesto que en esas condiciones se produce un mayor efecto del clima
en la fluctuación de la dureza.
En Cuba, además del coeficiente de variación de la dureza se han empleado los de
temperatura y la conductividad eléctrica, para distinguir la forma en que tiene lugar el
escurrimiento del agua a través de los macizos cársicos (Fagundo et al, 1986).
23

CAPÍTULO II. MARCO GEOGRÁFICO, GEOLÓGICO E HIDROGEOLÓGICO
2.1 Breve descripción 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 km 2 . 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 sobre el nivel del mar.
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.
El municipio La Palma, con una población de 35 185 habitantes, posee una superficie de 622
km 2 . Se dedica fundamentalmente a la cría de ganado y al cultivo del tabaco y vegetales. 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.
El municipio Bahía Honda ocupa la porción nororiental de la provincia. Posee una extensión
de 796 km 2 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 de la tesis.
El municipio Los Palacios, con 39 405 habitantes, tiene una superficie de 786 km 2 . 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.
24

Figura 2.1. Esquema de ubicación de la Sierra del Rosario.
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 contiguas al
balneario San Diego y la zona de Los Bermejales, donde existe un balneario rústico. Todas
estas fuentes forman parte del inventario de puntos de muestreo contemplado en la tesis, con el
fin de caracterizarlas con el empleo de métodos de procesamiento de datos más novedosos, lo
cual permite su adecuada utilización en la salud.
El municipio San Cristóbal posee una superficie de 918 km 2 y una población de 67 365
habitantes. Produce caña de azúcar y frutos menores. El potencial hídrico de interés en este
trabajo 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 km 2 y es habitado por 18 773 pobladores. Ocupa el
extremo oriental de la provincia de Pinar del Río. En esta región brotan los manantiales de
25

Soroa, y otros menos conocidos, tales como el San Juan Sulfuroso, San Juan no Sulfuroso y El
Brocal, los cuales son objeto de estudio de la tesis.
El municipio Artemisa, ubicado en la provincia La Habana, cuenta con una población de 74
991 habitantes distribuida en una superficie de 719 km 2 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.). En este territorio, al pie de las montañas
surgen los manantiales La Pastora, y Pedernales, objeto de estudio de la tesis.
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 (Rodríguez el al, 1995). 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).
2.2 Geología
La geología de la Sierra del Rosario se caracteriza por una complejidad litológica y estructural
(Fig. 2.2), como consecuencia del desplazamiento y transporte tectónico de rocas ocurrido
durante el Eoceno Medio (Pszczoikowski, 1978; Academia de Ciencias, 1988).
26

Areniscas, esquistos y calizas
de las Fms. Víbora y Capdevila
Areniscas, esquistos y calizas
de la Fm. Manacas
Rocas basálticas y
silicoclásticas de las Fms.
Encrucijada y Quiñones.
Leyenda
Calizas de la Fm. Artemisa
Areniscas, pizarras y esquistos de
la Fm. San Cayetano.
Serpentinitas de la Asociación
Ofiolítica.
Calizas de las Fms. Guajaibón, Sierra Azul, Lucas y Polier; brechas, calcarenitas
y calcilutitas de la Fm. Cacarajícara.
Figura 2.2. Esquema geológico con perfiles seleccionados para el estudio de la relación
existente entre los patrones hidrogeoquímicos y la disposición de las secuencias estratigráficas
de la Sierra del Rosario.
27

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 o hacia el Mar Caribe.
Las características generales de las unidades geológicas que afloran en el área (tabla 2.1) se
describen ligeramente a continuación desde las más antiguas hasta las más recientes:
La Fm. San Cayetano, del Jurásico inferior (J1-J3) es la unidad más antigua que aflora en la
Sierra del Rosario. Se compone de areniscas cuarzosas, pizarras, lutitas, argilitas, esquistos
filitizados y material carbonoso. Se ha reportado (Peláez et al, 1990) que contienen: cuarzo
(60-75 %); plagioclasa (2-5 %); moscovita (1-2 %); titanio (

Tabla 2.1. Principales formaciones geológicas de la Sierra de Rosario y su litología
Símbolo Edad Formación Litología
Paleógeno (Eoceno
P1-2
indiferenciado)
Fm. Manacas
Areniscas, esquistos, calizas,
pedernales y olistostromas
K2m
Cretácio superior
Fm. Cacarajicara Brechas, calcarenitas, calcilutitas
K1-2 al-cm
K1-2
K1b-bm
J3 -K1 b
J1-J3 ox
Cretacico inferior -
superior
Cretácico inferior.superior
indiferenciado.
Fm. Guajaibón
Fm. Sierra Azul
Terrigeno -Carbonatado. Fm. Martín Mesa
Cretácico inferior
Jurásico superior -
Cretácico inferior
Jurásico inferior -
superior
Fm. Lucas
Fm. Artemisa
Fm. San Cayetano
Calizas masivas, calcarenitas,
biomicriticas a veces dolomitizadas.
Calizas, calizas margosas, argilitas,
silicitas
Calizas masivas y estratificados
(biomicritas), calcarenitas,
Calizas (biomicritas) estratificadas,
argilitas calcáreas.
Calizas estratificadas (micritas,
biomicritas, calcilutitas y
calcarenitas) con intercalaciones de
silicitas en la parte superior.
Areniscas, lutitas, argelitas,
esquistos
ASOCIACIÓN OFIOLITICA MESOZOICA
σ Serpentinitas, harzburguitas,
Iherzolitas, wherlitas, dunitas
serpentinizadas
2.3 Hidrogeología
Debido a la prevalencia del relieve cársico en la región, la infiltración de las precipitaciones a
través de los macizos es instantánea y de carácter gravitatorio. Las zonas hidrogeológicas en
los macizos cársicos han sido definidas por la relativa posición del nivel piezométrico y el
movimiento del agua en la zona vadosa. Una zona transicional definida por la posición relativa
de las aguas de lluvia que discurren por el suelo hasta alcanzar el nivel piezométrico, consiste
en cuevas que almacenan aguas periódicamente. Estas cuevas alcanzan una profundidad de
hasta 100 m y menos frecuentemente profundidades del orden de 300 – 350 m. Algunas de
estas cavernas se encuentran a menudo inundadas y se observan surgencias laterales a través
29

de manantiales con caudales de varios litros por segundo, cuyas aguas no son capaces de
seguir su recorrido subterráneo hacia abajo debido a que contactan con sedimentos
impermeables. Las cuevas constituyen conductos subterráneos originados por disolución
química y la posición del nivel del agua subterránea ha sido establecida por observaciones de
campo y perforaciones de pozos. Investigaciones espeleológicas recientes han confirmado la
existencia de extensos sistemas cavernarios en la región.
Como ya se ha señalado, la Sierra del Rosario se caracteriza por presencia de fajas de diferente
constitución litológica, orientadas de norte a sur (Figura 2), las cuales están en contacto
tectónico según superficies de sobrecorrimiento, adicionalmente deformadas en un conjunto
de escamas tectónicas, cruzadas por fallas transversales a las fallas principales (Pinar y Bahía
Honda), originándose bloques de menores proporciones (Rodríguez et al, 1995). Estas fajas
son las siguientes:
1. Faja de las Ofiolitas: Se extiende desde la Sierra de Cajalbana hasta cerca del Mariel. Está
constituida por rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica.
2. Faja Quiñones: Se extiende desde el norte del Pan de Guajaibón hasta el caserío del
Rosario. La componen rocas efusivo sedimentarias del Cretácico (formaciones Encrucijada,
Vía Blaca y Quiñones) y esquistos, areniscas y calizas del Paléogeno (Fm. Manacas).
3. Faja Guajaibón – Santo Tomás: Se extiende desde el macizo calcáreo Pan de Guajaibón
hasta el poblado de Santo Tomás. Está constituida por calizas, calcarenitas, dolomita y calizas
silicoclásticas de las formaciones Guajaibón, Sierra Azul, Cacarajícara, Polier y Lucas.
4. Faja Rosario Norte: Se extiende desde el poblado de El Sitio hasta el poblado de
Francisco. Constituida por calizas estratificadas de la Fm. Artemisa, esquistos, areniscas y
calizas del Paléogeno (Fm. Manacas) y rocas ultrabásicas.
5. Faja Rosario Sur: Se extiende aproximadamente desde las márgenes del río San Diego
hasta el poblado de Cayajabos. Está compuesta de sedimentos calcáreos de las formaciones
Artemisa y Francisco, esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano y basaltos de la Fm.
Sábalo.
30

La información relacionada con las propiedades hidráulicas de las unidades que integran los
diferentes complejos hidrogeológicos de la Sierra del Rosario es escasa, con excepción de
aquellos sitios donde se han hecho trabajos de prospección con fines mineros y de búsqueda
de aguas mineromedicinales (Peláez et al, 1990).
Los depósitos que componen la faja ofiolítica originan acuíferos de fisura. A pesar de la poca
información existente con respecto a estos acuíferos de la Sierra del Rosario, se conoce que los
caudales de los pozos perforados en estos materiales, en otros sitios del país, son del orden de
0,2 a 0,3 l/s (Ergorov y Luege, 1967). Si embargo, en zonas de dislocaciones tectónicas los
caudales pueden alcanzar hasta 20 l/s. Estos materiales pueden originar acuíferos locales e
intermedios. Asociados a esta región fueron estudiados en este trabajo los sitios denominados:
Cajálbana 1, Cajálbana 2, Cajálbana 3, Cajálbana 4 y Cajálbana 5.
En la faja Quiñones, los materiales constitutivos de las formaciones presentes, tanto del
Cretácico como del Paleógeno son poco acuíferos. Si embargo, en algunos lugares donde
existen calizas agrietadas se obtienen caudales apreciables. En la Sierra del Rosario, estos
depósitos originan flujos locales e intermedios y sirve de cauce a arroyos superficiales,
algunos de los cuales, como el denominado Mamey, se sumerge en un sumidero cársico. De
estos materiales, fueron muestreados los arroyos La Sed, Mamey y Fluoresceína, en las
cercanías del Pan de Guajaibón.
Los esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas son poco acuíferos. En los manantiales
muestreados los caudales son inferiores a 1 l/s.
La faja Guajaibón – Santo Tomás – Martín Mesa se caracteriza por la prevalencia de unidades
carbonatadas. Debido a ello se desarrolla un relieve cársico en la región. En esta zona fue
estudiado un gran número de manantiales, surgencias cársicas y aguas de infiltración en las
cuevas, correspondientes todas a flujos locales o intermedios. Entre estos sitios se pueden citar
los siguientes: Cuevas Lechuza, Canilla, Ancón y Mamey; manantiales Macagua, Cuchillas de
Sagua, Mameyes, Mineros y Conuco de la Bija; resurgencia Canilla, surgencia Ancón y
resurgencia Ancón 2; manantiales Fernando, La Curra (asociados a la Fm. Guajaibón);
manantiales Lucas 1, Lucas 2 y Lucas 3 (asociados a la Fm. Lucas); manantial Cacarajícara
31

no sulfuroso y Cacarajícara sulfuroso (asociados a la formaciones Sierra Azul y Cacarajícara);
manantial Martín Mesa (formación del mismo nombre).
Los manantiales originados en las calizas de la Fm. Guajaibón, representados en el área por la
surgencia Ancón presentan caudales del orden de 72 l/s en los meses más secos y del orden de
528 l/s en los meses más lluviosos (Rodríguez, et al, 1989). El caudal medio medido entre
1984 y 1989 fue de 124 l/s en la resurgencia Canilla y de 199 l/s en la surgencia Ancón. Los
caudales mínimos y máximos en ese período variaron entre 3,6 y 1589 l/s en Canilla y entre
2,1 y 8873 l/s en Ancón (Rodríguez et al, 1989).
Los manantiales de la zona de emisión de los acuíferos desarrollados en los materiales de la
Fm. Sierra Azul (calizas, calcarenitas, calcilutitas, calizas margosas, argilitas y silicitas), así
como los relacionados con la Fm. Cacarajícara (constituida por brechas, calcarenitas,
esquistos, calizas y olistostromas) poseen caudales algo menores al de las surgencias de la Fm.
Guajaibón.
Las fajas Rosario Norte y Rosario Sur poseen características hidrogeológicas muy similares,
debido a la gran distribución que poseen en las mimas la caliza de la Fm Artemisa. En ambas
franjas se presentan también rocas no carbonatadas de semejante composición y existe un
estilo tectónico similar, todo lo cual favorece la formación de acuíferos en las grietas y
cavernas a diferentes profundidades, originados por flujos locales, intermedios o regionales,
algunos con altos contenidos de sulfuros. Entre los puntos muestreados en esta región se
encuentran: pozo El Sitio; manantiales: Mil Cumbres no sulfuroso y Mil Cumbres sulfuroso,
Caimito, Kíquere, Recogedor, Batea, San Marcos, El Cuatro, Juan Carmona, Rancho Mar
(franja Rosario Norte); manantiales Cueva Portales, M1 Bermejales, El Tigre, El Templado,
La Gallina, Pozo Azul, Soroa, La Pastora, Pedernales, Brocal, San Juan sulfuroso y San Juan
no sulfuroso; pozos P1, P2, P3, P4, P12, P13, P17 y P19 y ríos Taco Taco y Bacunagua (franja
Rosario Sur).
Los caudales de las surgencias cársicas relacionadas con las calizas estratificadas de la Fm
Artemisa (constituida por calizas y silicitas) son del orden de 250 l/s, mientras que los pozos
perforados en la región presentan gastos específicos del orden de 1.2 a 2.1 l/s/m.
32

Los gastos específicos determinados en los pozos perforados en los materiales constitutivos
(esquistos, pizarras y areniscas cuarzosas) de la Fm San Cayetano, fueron bajos del orden de
0.7 a 4.6 l/s/m en los pozos P1, P2 y P3 (Peláez et al, 1990). Los caudales de las surgencias
cársicas en esta área son semejantes a los de la región del Pan de Guajaibón (flujos
intermedios).
Las aguas procedentes del drenaje profundo (flujos regionales) poseen un caudal menor. Los
caudales de los manantiales mineromedicinales son del orden de menos de 1 l/s en Los
Bermejales, cerca de 1l/s en Soroa y de 10 l/s en San Diego de los Baños.
33

CAPÍTULO III. MATERIALES Y MÉTODOS
En este capítulo se reflejan de forma resumida la clasificación de los puntos de agua
estudiados, las técnicas utilizadas y la forma en que fueron utilizados los modelos
hidrogeoquímicos.
Para la determinación de los procesos geoquímicos que originan la composición química de las
aguas se diseñó un algoritmo complementario para los casos en que los flujos interactúan con
dos o más litologías portadoras del mismo catión (Anexo 4), el cual perfecciona la metodología
existente y constituye un resultado de esta tesis.
3.1 Inventario de puntos de agua
Para el desarrollo de este trabajo se utilizaron 376 datos hidroquímicos, a partir de muestreos
realizados entre los años 1984 y 2004 (Pulina y Fagundo, 1984; Franco, Fagundo y Pajón,
1987; Peláez et al, 1990; Fagundo et al, 1993; González et al, 2000; Hernández, 2004),
compilados en la base de datos TERMADAT (Fagundo-Sierra et al, 2002). En la tabla 5.1 del
Anexo se presenta el inventario de puntos de agua, y de forma resumida, se muestra en la
tabla 3.1.
En dichas tablas, los datos aparecen agrupados por formación geológica, o lo que es lo
mismo, por litología o tipo de roca drenada por las aguas de lluvia:
Grupo 1: Serpentinitas de la Asociación Ofiolítica. Son flujos locales, captados en arroyos y
manantiales de corto recorrido.
Grupo 2: Esquistos, areniscas y calizas de la formación Manacas. Se distinguen dos subgrupos:
Subgrupo 1. Flujos locales de corto recorrido captados en arroyos y pozos.
Subgrupo 2. Flujos locales de mediano recorrido captados en arroyos y manantiales.
Grupo 3: Esquistos y areniscas de la formación San Cayetano. Presentan dos subgrupos:
Subgrupo 1. Flujo local captado en manantiales y pozos.
Subgrupo 2. Flujos intermedios captados en manantiales y pozos.
34

Grupo 4: Calizas masivas de la formación Guajaibón. Formado por tres subgrupos:
Subgrupo 1. Flujos locales captados en cuevas.
Subgrupo 2. Flujos locales captados en manantiales.
Subgrupo 3. Flujos locales captados en emergencias (surgencias y resurgencias) cársicas.
Grupo 5: Calizas masivas y estratificadas de las formaciones Sierra Azul y Lucas. Se incluyen
las aguas más profundas que interactúan con brechas y calcarenitas de la formación
Cacarajícara. Presenta dos subrupos:
Subgrupo 1. Flujos locales captados en surgencias cársicas
Subgrupo 2. Flujos intermedios captados en manantiales.
Grupo 6: Calizas estratificadas de la formación Artemisa. Se aprecian 3 subgrupos:
Subgrupo 1. Flujos locales captados en manantiales, pozos y emergencias cársicas.
Subgrupo 2. Flujos locales captados en resurgencias cársicas.
Subgrupo 3. Flujos intermedios captados en manantiales y pozos.
Grupo 7: Flujos intermedios que interactúan con calizas estratificadas de la formación
Artemisa y otras litologías, captados en manantiales y pozos (rocas ultrabásicas, esquistos y
areniscas)
Grupo 8: Se agrupan los flujos que drenan calizas de la formación Artemisa, pero son de
carácter más regional y de circulación profunda, cuyas características químicas difieren del
resto de las aguas que discurren por la Fm. Artemisa, ya que son de tipo sulfatadas en lugar de
bicarbonatadas como las anteriores. Estas aguas son captadas en manantiales surgentes o
pozos artesianos. Se estudian dos subgrupos:
Subgrupo 1. Flujos intermedios y regionales de recorrido más profundo, captados en pozos y
manantiales.
Subgrupo 2. Agua de un pozo (P 1) de este grupo captado a diferentes profundidades.
35

Tabla 3.1. Resumen del inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario
Grupo
Formación
geológica
Litología Subgrupo Flujo Recorrido Captación Muestra N SST
0 Lluvia 0 4 24
1
Asociación
Ofiolítica
Serpentinitas FL Corto Arroyos 5-9 17 329
2 Fm. Manacas
Esquistos,
areniscas y
calizas
1
2
FL
FL
Corto
Medio
Arroyos y
pozos
Arroyos y
manantiales
1-2
3-4
5
31
133
412
3
Fm. San
Cayetano
Esquistos y
areniscas
1
2
FL
FI
Corto
Medio
Pozo
Manantiales y
pozos
53
54-56
1
11
345
1336
1 FL Corto Cuevas 10-13 21 240
4 Fm. Guajaibón Calizas masivas
2
3
FL
FL
Corto
Corto
Manantiales
Surgencias y
resurgencias
14-18
19-23
14
94
366
298
5
Fms. Sierra
Azul, Lucas y
Cacarajícara
Calizas
estratificadas,
clacilutitas y
calcarenitas
1
2
FL
FI
Corto
Medio
Manantial
Manantial
24-27
28
6
2
424
625
1 FL Corto
Manantiales y
pozos
29-40,
30A
37 482
6 Fm. Artemisa
Calizas
estratificadas
2 FL Corto Resurgencias 41-42 5 306
3 FI Medio
Manantiales y
pozos
43-47 28 622
7
8
Fm. Artemisa
y otras
litologías
Fm. Artemisa
(drenaje
profundo y de
mayor
recorrido)
Calizas y mezcla
de otras
litologías
Calizas,
esquistos y
areniscas y rocas
ultrabásicas
1 FR
2 FR
FI Medio
Largo y
profundo
Variado en
profundidad
Manantiales y
pozos
Manantiales y
pozos
Manantiales y
pozos
48-52 9 715
57-67 84 2245
68-72 5 1859
36

3.2 Técnicas analíticas
Las correspondientes mediciones de los parámetros físicos y químicos se realizaron en el
campo, las más recientes mediante pHmetro, medidor de temperatura y potencial redox (Eh),
modelo HI-8424, marca HANNA y oxímetro modelo HI-914, marca HANNA. Los contenidos
de CO2 y H2S, así como la alcalinidad total (HCO3 - y CO3 2- ) fueron también determinados “in
situ”, mientras que los restantes macroconstituyentes (Cl - , SO4 2- , Ca 2+ y Mg 2+ ) se analizaron en
el laboratorio antes de las 24 horas de tomadas las muestras, utilizando métodos volumétrico
siguiendo las recomendaciones del Standard Methods for the Examination of Wastewater
(APHA; AWWA; WPCF; 1989), adaptadas para condiciones de campo (Krawczyk, 1992). En
el caso de los cationes (Na + y K + ), se empleó también la espectrofotometría de absorción
atómica, con llama de aire-acetileno (espectrofotómetro de llamas de la firma PIE UNICAM).
La calidad de los datos fue validada mediante dos métodos: balance de aniones y cationes y
diferencia entre conductividad eléctrica real y teórica.
En el primer método la precisión de los análisis químicos se determina mediante la siguiente
ecuación de balance, donde e es el error en %:
e =
n
∑
i=
1
n
∑
i=
1
Cationes − Aniones
i=
1
n
Cationes + Aniones
n
∑
∑
i=
1
100 (3.1)
En aquellos casos en que el error calculado por la ecuación anterior sea superior al 10 %, se
debe repetir el análisis o desechar la muestra.
En el segundo método, el error se calcula mediante la ecuación:
CE − CE
e =
CE
Donde:
T R
R
⋅100 (3.2)
CER: Conductividad eléctrica real a 25 °C.
CE T: Conductividad eléctrica teórica a 25 °C. Esta se determina mediante la ecuación (3.3):
37

T
n
∑ ( αi i=
1
i
CE = C S
Donde:
)
f
i (3.3)
Si: Conductividad específica equivalente de cada ion i a dilución infinita y 25 °C (Tabla 3.2).
Ci: Concentración de cada ion i, en miliequivalentes por litro (meq/L).
αI: Fracción de iones libres que aportan a la conductividad eléctrica.
f: Factor exponencial empírico que depende de la concentración y del tipo de agua.
Tabla 3.2. Conductividad eléctrica específica equivalente de cada ion a dilución infinita
(CSi) a la concentración de 1 meq/L y a 25 °C
Ion Csi (µS/cm) Ion CSi (µS/cm)
42,4 Ca 2+
57,7
Cl -
73,5 Mg 2+
50,6
75,5 Na +
49,2
69,0 K +
72,9
HCO3 -
SO4 2-
NO3 -
3.3 Confección de los mapas y esquemas
Los mapas, que se presentan en la tesis fueron confeccionados con ayuda del programa
MAPINFO. Para ello se construyó una base de datos que incluía las coordenadas de cada punto
de agua (Tabla 5.2 del Anexo).
3.4 Aplicación de modelos hidrogeoquímicos
Los datos hidroquímicos fueron procesados mediante los programas de computación
HIDROGEOQUIM y MODELAGUA.
HIDROGEOQUIM es un sistema automatizado para el procesamiento de datos hidroquímicos,
que permite obtener propiedades químico-físicas de las aguas, así como la variación temporal
de diferentes variables (Fagundo et al, 2005 b). El sistema permite además realizar una
38

caracterización de aguas naturales superficiales o subterráneas, afectadas o no por la acción del
hombre o la intrusión salina.
A partir de los valores de los principales parámetros químico-físicos, el sistema expresa las
concentraciones (Ci) en diferentes unidades (meq/L, mg/l, % meq/L), calcula la dureza y la
mineralización, determinando en cada caso los principales estadígrafos del fichero. También
determina relaciones iónicas de interés geoquímico; así como los índices de agresividad de
las aguas sobre la base de los modelos de Tillman-Trombe (pH, pH de saturación y CO2 en
equilibrio) y de Back y cols. (RSC, RSD, RSY y CO2 en equilibrio). Permite además la
representación gráfica en función del tiempo y de la dureza de temperatura, pH, CO2, CE,
mineralización (SST), CaCO3, RSC, RSD, RSY y fuerza iónica.
El programa MODELAGUA fue desarrollado en BORLAND DELPHI 4 sobre Windows y
realiza cálculos necesarios para el estudio y caracterización de las aguas naturales (Fagundo-
Sierra et al, 2001). Su objetivo fundamental es comparar la composición química de una
muestra de estudio, con una o dos muestras de referencias para llegar a la determinación de los
procesos químicos que dieron lugar a su composición mediante cálculo de balance de masas y
análisis de mezcla. Permite además la realización de gráficos de Stiff para la clasificación y
determinación del tipo de agua.
En el programa MODELAGUA se emplean algunos de los modelos más utilizados para el
estudio y caracterización de las aguas naturales: reconocimiento de patrones hidrogeoquímicos,
modelo de balance de masas, modelo de análisis de mezcla.
El cálculo del balance de masas es de gran utilidad para la identificación de reacciones que
pueden explicar diferencias en la química de las aguas a lo largo de su trayectoria, tanto para
reacciones de intemperismo de los silicatos, como para carbonatos, reacciones de oxidación
reducción, etc. No obstante se debe tener en cuenta las siguientes limitaciones:
1. Las soluciones de las ecuaciones de balance de masas no son necesariamente únicas.
Diferentes selecciones de conjuntos de reacciones pueden corresponder satisfactoriamente a un
mismo juego de datos.
39

2. No existen restricciones químico-físicas ni cinéticas en las ecuaciones de balance de masas.
Los cálculos de estas ecuaciones pueden predecir reacciones imposibles.
Debido a estas limitaciones para efectuar correctamente el balance de masas es necesario
conocer el tipo de litología a la cual pertenece el acuífero de estudio, para así seleccionar sólo
las reacciones que sean lógicas desde el punto de vista geoquímico.
Es necesario además revisar la validez de los resultados con criterios químico-físicos y
cinéticos, por ejemplo a través de diagramas de estabilidad, constantes de equilibrio, constantes
de velocidad, etc. La solución aportada por el balance de masas, no constituye una prueba de
que las reacciones propuestas estén realmente ocurriendo, sólo la integración de su resultado
con el resto de la información le da validez al mismo.
La composición del agua puede deberse al aporte de las lluvias, al aporte de un manantial
anterior en la misma línea de flujo o a la mezcla de dos aguas de diferente composición, por lo
que una vez establecidas las relaciones entre las diferentes muestras y el sentido del flujo de las
mismas, se puede obtener cuantitativamente los procesos químicos que están teniendo lugar a
través del cálculo de balance de masas o de análisis de mezcla, según el caso.
3.5 Representación de los tipos de agua mediante patrones hidrogeoquímicos
En este trabajo, los datos hidroquímicos son expresados y representados mediante patrones
hidrogeoquímicos (Fagundo, 1998). Estos patrones formulados a partir del tanto por diez de la
concentración aniónica y catiónica expresada en meq/L y su fundamento se basa en modelos de
reconocimiento de patrones y se calculan y representan mediante el programa MODELAGUA
(Fagundo-Sierra et al, 2001).
3.6 Determinación del origen de la composición química del agua
Para la determinación de los procesos geoquímicos que originan la composición química de las
aguas correspondientes a los diferentes flujos, se utilizó el programa de computación
MODELAGUA (Fagundo-Sierra et al, 2001).
40

Se diseñó además un algoritmo complementario para determinar los procesos geoquímicos que
se producen en los casos en que los flujos interactúan con dos o más litologías portadoras del
mismo catión (Mg 2+ originado por disolución de dolomita o intemperismo de serpentinita, Ca 2+
originado por disolución de calcita y anorthita). Mediante este algoritmo se determinó la
composición de las plagioclasas en términos de albita y anorthita (Anexo 4).
3.7 Cálculo de las ecuaciones termodinámicas para la determinación del estado del agua
con respecto al equilibrio con los minerales constitutivos del acuífero
Para determinar el estado del agua estudiada (flujos locales, intermedios y regionales que
drenan diferentes litologías), con respecto a su equilibrio químico con los minerales
constitutivos del material acuífero drenado, se utilizaron dos aproximaciones: la ubicación de
la muestra en el diagrama de Tillman Trombe y los índices de Back et al (1966) y Langmuir
(1971), implementados en el sistema informático HIDROGEOQUIM (Fagundo et al, 2005 b).
Los algoritmos empleados en estos cálculos se muestran respectivamente en los Anexos 2 y 3
de la tesis).
41

CAPÍTULO IV. RESULTADOS Y DISCUSIÓN
4.1 Caracterización hidrogoquímica del sistema de flujos
Para entender el comportamiento hidrogeoquímico del sistema de flujos que drena la Sierra
del Rosario, como premisa para la integración de los recursos hídricos de esta región en los
programas de desarrollo socio-económico de la misma, tal como se ha señalado en el capítulo
III de esta tesis, se procesaron datos hidroquímicos correspondientes a un muestreo llevado a
cabo entre los años 1984 y 2004. Dichos datos, agrupados en el acápite de inventario de
puntos de agua (Capítulo II) atendiendo a los diferentes flujos (locales, intermedios y
regionales), así como a las litologías presentes, fueron tratados mediante modelos estadísticos
e hidrogeoquímicos y los resultados se presentan en tablas y mapas esquemáticos elaborados
con la ayuda de los sistemas de información geográficos (SIG).
En las tablas 4.1 se muestran los valores medios de las propiedades físicas y químicas de los
flujos de la Sierra del Rosario estudiados en esta tesis. Las mismas contienen los resultados de
las mediciones de temperatura (T, en o C), 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), sulfuro de hidrógeno (H2S), sílice (SiO2),
bicarbonato (HCO3 - ), carbonato (CO3 2- ), cloruro (Cl - ), sulfato (SO4 2- ), calcio (Ca 2+ ), magnesio
(Mg 2+ ), sodio (Na + ), potasio (K + ), dureza (CaCO3) y sólidos solubles totales (SST), expresadas
estas últimas en mg/L. Los datos, tal como se indica en las refererencias (Ref) fueron tomados
de Fagundo et al, 1997 (Ref 1); Peláez et al, 1990 (Ref 2); Trelles, 1948 (Ref 3), Hernández,
2004 (Ref 4) y González et al, 2000 (Ref 5). 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
(Capítulo III).
42

Tabla 4.1. Composición química media de las muestras de la Sierra del Rosario.
No N
T
o C
Eh
mV
O2
mg
/L
pH
CO2
mg/L
SiO2
mg/L
H2S
mg/L
HCO3 - +
CO3 2-
mg/L
LL 4 22.2 7.04 2.2 0 0 12.2 5.7 0.0 0.8 4.5 4.8 0.5 24 1
1 17 23.3 156 8.4 8.35 2.3 18.8 0 236.2 16.6 8.9 5.2 44.7 15.4 0.4 329 1
2 5 24.5 7.39 4.7 8.6 0 84.6 12.1 2.9 15.5 3.8 15.0 0.5 133 1
3 31 23.1 7.78 1.9 14.7 0 277.6 21.0 8.4 54.4 10.7 37.4 1.3 412 1
4 1 25.0 8.00 0.0 12.0 0 192.6 17.0 34.6 8.0 3.7 86.0 2.7 345 2
5 1 27.8 -317 1.2 8.04 20.0 26.6 67.7 742.4 125.3 86.5 36.9 17.3 317.5 9.8 1336 1,2,4
6 21 21.7 8.17 1.4 7.4 0 156.4 16.8 5.4 47.0 4.2 10.2 0.2 240 1
7 14 22.1 7.62 9.7 4.6 0 256.7 15.0 2.6 68.8 6.9 15.5 0.2 366 1
8 94 22.7 7.54 8.2 4.5 0 197.2 15.2 10.1 55.9 5.4 14.0 0.4 298 1
9 6 23.1 7.11 41.5 5.9 0 280.1 20.0 16.7 79.4 8.5 18.6 0.6 424 1
10 2 25.8 -174 5.5 7.02 50.3 12.1 8.1 364.6 30.3 67.0 101.4 12.3 48.3 1.5 625 1
11 37 23.4 -238 1.6 7.31 25.1 5.1 0 306.8 17.7 34.3 92.8 6.7 22.9 0.7 482 1,2
12 5 19.4 91.7 5.7 8.40 0.0 4.1 0 176.3 18.4 18.4 65.7 6.2 9.3 0.0 306 1
13 28 24.6 -228 1.2 7.13 61.0 11.3 9.2 395.7 37.8 30.5 110.9 13.9 32.5 1.1 622 1
14 9 26.3 -327 1.8 7.35 40.1 34.6 56.2 493.5 25.7 22.8 83.6 31.2 56.5 1.7 715 1,2,3
15 84 38.7 -300 2.5 7.21 44.6 22.0 26.0 254.1 39.3 1314 458.1 51.1 123.8 4.5 2245 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 cársicos desarrollados en la Fm.
Guajaibón; 8) Surgencias y resurgencias cársicas 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
Cl -
mg/L
sedimentos de la Fm. Artemisa e interactúan con otras litologías.
SO4 2-
mg/L
Ca 2+
mg/L
Mg 2+
mg/L
Na +
mg/L
K +
mg/L
SST
mg/L
43
Ref

Del análisis de la tabla 4.1 se pueden establecer las principales regularidades y tendencias:
Las aguas correspondientes a los flujos locales poseen baja temperatura y poca mineralización
(SST), 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 bajo en los flujos intermedios
y regionales.
El pH tiende a ser neutro en todas las aguas, excepto aquellas que drenan rocas ultrabásicas
(1), las aguas de infiltración en las cuevas (6), algunas que emergen en resurgencias cársicas
(12), y aguas que drenan esquistos y areniscas (4,5). Las aguas que presentan los valores de
pH más bajo son, por lo general, las de mayor recorrido subterráneo, que corresponden a los
flujos intermedios y regionales.
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).
44

4.2 Caracterización hidroquímica espacial
En la figura 4.1 se muestra la ubicación de las principales fuentes estudiadas en la región de la
Sierra del Rosario, clasificadas por tipos de agua, y en la figura 4.2 aparece la distribución por
grado de mineralización.
En general, en las muestras estudiadas priman las aguas de tipo bicarbonatadas cálcicas, cuya
composición se relaciona con los carbonatos de las formaciones Guajaibón y Artemisa (Figura
4.1).
Con relación a la mineralización, son más abundantes las aguas que presentan una cantidad
moderada de minerales disueltos (Figura 4.2).
4.3 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 (Capítulo
III).
En la tabla 4.2 se resumen los tipos de agua y sus patrones hidrogeoquímicos correspondientes
a los diferentes flujos estudiados. Del análisis de esta tabla se infiere lo siguiente:
Las aguas de 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.
Las aguas de 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.
Las aguas de 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
45

811-271 respectivamente, lo cual muestra un predominio de los iones sodio y 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.
Las agua correspondientes a 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 por 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.
46

Figura 4.1. Distribución espacial de los tipos de agua que ocurren en la Sierra del Rosario.
Figura 4.2 Distribución por grado de mineralización de las aguas de la Sierra del Rosario.
47

Tabla 4.2. Patrones hidrogeoquímicos y tipos de agua. Manantiales, pozos y surgencias
cársicas de la Sierra del Rosario.
No. N Patrones Tipo de agua
1 17 118-181 HCO3-Mg
2 5 451-271 HCO3-Ca>Na
3 31 352-181 HCO3-Ca>Na
4 1 811-172 HCO3-Na
5 11 811-271 HCO3-Na
6 21 811-181 HCO3-Ca
7 14 271-181 HCO3-Ca
8 94 271-181 HCO3-Ca
9 6 181-271 HCO3-Ca
10 2 361-172 HCO3-Ca>Na
11 37 271-181 HCO3-Ca
12 6 181-181 HCO3-Ca
13 25 271-181 HCO3-Ca
14 9 352-181 HCO3-Ca>Mg>Na
15 70 271-118 SO4-Ca
16 5 181-118 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 areniscas de la Fm. San
Cayetano 5. Flujos intermedios que drenan esquistos y areniscas 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 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 cársicas) 12. Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa
(resurgencias cársicas) 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.
48

4.4 Relación entre los patrones hidrogeoquímicos y la geología
En la figura 4.3 se presentan los patrones hidrogeoquímicos, representados mediante
diagramas de Stiff, de los diferentes flujos que drenan la Sierra del Rosario.
Los resultados que se presentan en la tabla 4.3, muestran el control litológico en la
composición química relativa de las aguas que drenan los macizos de la Sierra del Rosario y
son coherentes con los que se han presentado en otros trabajos por Fagundo et al (2002; 2004
a; 2004 b; 2005 a) y por Rodríguez-Piña et al (2005).
Con el objetivo de ilustrar el control no solo de la litología, sino también de la tectónica local
sobre la composición química de estas aguas, en la figura 4.4 se presenta un mapa
esquemático de patrones hidrogeoquímicos, 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. De forma coloreada 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.
En las figuras 4.5 - 4.11 se muestran los patrones hidrogeoquímicos de 6 perfiles
seleccionados en la Sierra del Rosario, los cuales se corresponden con las secciones litológicas
que se muestran en la figura 2.2. 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 aguas presentan patrones
hidrogeoquímicos típicos de cada una de esta litologías (la leyenda de las mismas se muestra
en la figura 4.12). Las características tectónicas del terreno (presencia de fallas y planos de
sobrecorrimiento) producen cambios principalmente en los aniones y facilitan la adquisición
de H2S.
49

1
3
5
7 8
Figure 4.3. Patrones hidrogeoquímicos representados mediante diagramas de Stiff de los
valores medios de los flujos de la Sierra del Rosario: 1) Flujos locales que drenan rocas
ultrabásicas (Mg-HCO3); 2) Flujos locales que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm.
Manacas. (Ca>Na-HCO3); 3) Flujos intermedios que drenan esquistos y areniscas de la Fm
San Cayetano. (Na-HCO3, H2S); 4) Flujos intermedios que drenan sedimentos de la Fm.
Cacarajícara (Ca>Na- HCO3, H2S); 5) Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Guajaibón
(Ca-HCO3); 6) Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa (Ca-HCO3, H2S); 7)
Flujos intermedios que drenan diferentes litologías (Na>Ca>Mg-HCO3); 8) Flujos regionales
que drenan calizas de la Fm. Artemisa e interactuan con otras litologías (Ca-SO4, H2S). Las
concentraciones son expresadas en tanto por 10 de aniones y cationes.
2
4
6
50

Figura 4.4. Relación entre la composición química del agua (expresada mediante diagramas
de Stiff), la litología y la estructura tectónica en la Sierra del Rosario. De forma coloreada
aparecen aquellas aguas que poseen H2S.
51

1-2 (FL)
5 – 9 (FL)
10-13 (FL)
14-18 (FL)
3-4 (FL) 20-24 (FL)
30-37 (FL) 54 (FI)
Fig 4.5 Patrones hidrogeoquímicos correspondientes a las muestras tomadas el el perfil 1 (Sierra
de Cajalbana-Mil Cumbres). Emergen flujos locales e intermedios que interceptan rocas
ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica (5 -9), esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas
(1-4), calizas de la Fm. Guajaibón (10-23), calizas de la Fm. Artemisa (29-47); así como un
manantial de un flujo intermedio que drena calizas de la Fm. Artemisa e interactúa con esquistos
y areniscasde la Fm. San Cayetano.
52

24- 27 (FL)
28 (FI)
Fig 4.6 Patrones hidrogeoquímicos correspondientes a las muestras tomadas en el perfil 2
(Sierra Azul-Rancho Lucas). Emergen flujos locales e intermedios que interceptan: calizas de
las formaciones Sierra Azul y Lucas (24-27), brechas, calcarenitas y calcilutitas de la Fm.
Cacarajícara (28).
38 (FL)
43-47 (FI)
Fig 4.7 Patrones hidrogeoquímicos correspondientes a las muestras tomadas en el perfil 3 (Las
Terrazas-Falla Pinar), el cual intercepta calizas de la Fm. Artemisa y otras litologías. Emergen
flujos locales (38) e intermedios (43-47).
53

51 (FI)
Fig 4.8 Patrón hidrogeoquímico correspondiente a una muestra tomada en el perfil 4 (Soroa-
Falla Pinar), que intercepta calizas de la Fm. Artemisa y otras litologías. En este sitio
emergen flujos intermedios (51) que interactúan con rocas ultrabásicas.
56 (FI)
Fig 4.9 Patrón hidrogeoquímico correspondiente a una muestra tomada en el perfil 5 (Rancho
Mar), el cual intercepta calizas de la Fm. Artemisa y otras litologías. En este sitio emergen
flujos intermedios (56) que interactúan con esquistos y areniscas (56).
54

5-9 (FL)
30A (FL)
52 (FI)
Fig 4.10 Patrones hidrogeoquímicos correspondientes a las muestras tomadas en el perfil 6
(Sierra de Cajálbana-Caimito). Emergen flujos locales que interceptan: rocas ultrabásicas de la
Asociación Ofiolítica (5-9), calizas de la Fm. Artemisa (30A); así como un manantial de un
flujo intermedio que drena calizas de la Fm. Artemisa e interactúa con esquistos y areniscas de
la Fm. San Cayetano y con rocas ultrabásicas (52). En la composición de esta última muestra
se refleja la acción de la mezcla de litologías.
55

58-59 (FR)
60-66 (FR)
39 (FL)
53 (FL)
55 (FI)
Fig 4.11 Patrones hidrogeoquímicos correspondientes a las muestras tomadas en el perfil 7
(Los Bermejales-San Diego de los Baños). Emergen flujos locales que interceptan: calizas de
la Fm. Artemisa (39), flujos locales (53) e intermedios (55) que drenan esquistos y areniscas de
la Fm. San Cayetano; así como flujos regionales y de un recorrido más profundo que drenan
calizas de la Fm. Artemisa e interactúan con otras litologías (60-66).
56

Figura 4.12. Leyenda de las secciones 1-7 de la Sierras del Rosario:
1. Arenas, gravas, cantos rodados y arcillas cuaternarias (Q); 2. Margas, conglomerados y
areniscas del Mioceno inferior y medio (N1 1-2 ); 3. Areniscas y calizas del Paleoceno - Eoceno
(P1-2); 4. Brechas calcáreas, calizas y argilitas del Cretácico superior (K2); 5. Margas y calizas
del Cretácico superior (Maestrichtiano) (K2 m); 6. Areniscas y calizas del Cretácico superior
(Cenomaniano - Turoniano) (K2 cm-t); 7. Areniscas del Cretácico inferior - superior (Albiano -
Cenomaniano) (K1-2 al – cm); 8. Calizas y argilitas del Cretácico inferior (Aptiano - Albiano)
(K1 a-al); 9. Calizas y areniscas del Cretácico inferior Berriasiano - Barremiano (K1 b-bm);
10. Calizas del Jurásico superior - Cretácico inferior (J3-K1); 11. Esquistos, cuarcitas y
areniscas del Jurásico inferior - superior (Oxfordiano) (J1-J3 ox); 12. Serpentinitas, piroxenitas,
peridotitas y dunitas serpentinizadas del complejo ofiolítico septentrional; 13. Fallas
neotectónicas de desplazamiento vertical; 14. Fallas de sobrecorrimiento, orogénicas, pre -
eocénicas; 15. Falla de desplazamiento horizontal; 16. Flujos locales e intermedios; 17.
Sistemas cavernarios.
57

4.5 Origen de la composición química del sistema de flujos
La existencia de aguas de variada mineralización y composición química es común en áreas
con una notoria complejidad geológica (Marcin, 2004; Shterev, 2004; Vinograd, 2004), como
es también el caso de la Sierra del Rosario (Fagundo et al, 2005 a).
Con el objetivo de explicar el origen de la composición química de las aguas correspondientes
al sistema de flujos 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)
(Capítulo III). Los principales procesos hidrogeoquímicos que se toman en cuenta en este
algoritmo se muestran en la tabla 4.3.
El origen de la composición química de las aguas del grupo 1, formada por flujos locales de
composición HCO3-Mg, que drenan los macizos ultrabásicos, 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 plagioclasas. En la
tabla 4.3 (muestra 5) 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 la formación Manacas (grupo 2, tabla 1), los cuales poseen facies
hidroquímicas del tipo bicarbonatadas cálcicas sódicas, se origina principalmente por
disolución de calcita y dolomita, así como intemperismo de plagioclasa (anorthita, albita) y
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 la
oxidación de pirita. En la tabla 4.3 se muestra las masas de sustancia disueltas o transferidas.
Dichas magnitudes son mayores (muestra 3) o menores (muestra 1) en los flujos de mayor o
menor recorrido respectivamente.
Los flujos locales e intermedios que discurren por los esquistos y areniscas de la Fm. San
Cayetano (grupo 3, tabla 4.3) son de tipo bicarbonatadas sódicas. Su composición química se
explica principalmente por la significativa disolución incongruente de plagioclasa y el aporte
iónico de los procesos de disolución de halita, de intemperismo de microclino y serpentinita, y
58

de la oxidación de pirita. En forma detallada estos procesos de transferencia de masas se
ilustran en las tabla 4.3, donde se aprecia que el intemperismo es menor en los flujos locales
(muestra 53) que en los flujos intermedios (muestra 54).
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. La composición aproximada de dicho mineral en todos los casos fue de:
Na0.9Ca0.1Al1.1Si2.9O8 (Tabla 4.4).
Los principales procesos geoquímicos que originan la composición química de los flujos
locales de corto y mediano recorrido que drenan en la zona vadosa (epicarso) del sistema
cársico del macizo del Pan de Guajaibón (grupo 4, tabla 4.3), son los siguientes: disolución de
calcita y dolomita, consumo de CO2 en la zona del suelo, seguidos de disolución de halita,
transferencia plagioclasa – caolinita y oxidación de pirita. En la tabla 4.3 (muestras 10, 14 y
20) se muestran dichos procesos en forma detallada, así como las transferencias de masas
correspondientes. Los mismos son similares a los reportados en otros terrenos cársicos del
planeta (Bakalowicz, 2005).
Las aguas del grupo 5 (Tabla 4.3) la componen flujos locales e intermedios de tipo
bicarbonatadas cálcicas y bicarbonatadas cálcicas sulfihídricas respectivamente. Las mismas
discurren por sedimentos calcáreos de las formaciones Sierra Azul y Lucas, y a mayor
profundidad actúan con brechas y calcarenitas de la Fm. Cacarajícara. Su composición se
origina mediante procesos geoquímicos similares a las del grupo anterior (muestra 24, tabla
4.3), con la diferencia de 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 (muestra 28,
tabla 4.3).
La composición química de los flujos locales del grupo 6 (tabla 4.3), 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 la tabla 4.3 (muestras 30 y 41).
59

La composición química de las aguas correspondientes a los flujos intermedios que drenan las
calizas de la Fm. Artemisa, también pertenecientes al grupo 6 (Tabla 4.3), se explica mediante
los procesos de disolución de halita, calcita y dolomita, y oxidación de pirita con reducción
parcial de sulfato. Los resultados se muestran en la tabla 4.3 (muestra 43). Como el proceso de
oxidación de pirita va acompañado de la generación de CO2, parte de la calcita disuelta
pudiera formarse por consumo de CO2 que no procede de la zona del suelo, sino del proceso
de oxidación de la pirita (Tabla 5.3 del Anexo).
Las aguas del grupo 7, que además de reaccionar con los carbonatos de la Fm. Artemisa, lo
hacen con otras litologías, tales como rocas ultrabásicas, esquistos y areniscas, son del tipo
bicarbonatada mixtas. El origen de la composición química de estas aguas se muestra en la
tabla 4.3 en los ejemplos del manantial Soroa (muestra 51) y del pozo El Sitio (muestra 52),
siendo este último el más representativo de este grupo. En la formación de su composición
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 Mg 2+ se debe tanto 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 8 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 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 mineralizadas se puede explicar, al igual que en el caso
anterior, mediante procesos de disolución congruente de halita, calcita, dolomita y
serpentinita, disolución incongruente de plagioclasas (albita, anorthita) y microclino, así como
oxidación de pirita y reducción de sulfato. Estos procesos se muestran en detalle en la tabla 4.3
(muestras 59 y 60). En este caso, la magnitud de las masas disueltas o transferidas es elevada,
especialmente producidas por disolución de calcita a expensas del CO2 generado en el proceso
de oxidación de pirita.
60

Otra forma de explicar el origen de las aguas del grupo 8, al menos las que corresponden al
sistema hidrotermal San Diego de los Baños - Los Bermejales, es asumiendo la ocurrencia de
procesos de mezcla de aguas. Así la composición química de 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 procesos similares a los descritos en el párrafo anterior, previa
mezcla de miembros extremos de los tipos HCO3-Ca y HCO3-Na en diferentes proporciones
(Fagundo et al, 2001; 2003).
La oxidación de la pirita y otros sulfuros metálicos a sulfato se produce por acción de las
bacterias en condiciones anaeróbicas, en presencia de materia orgánica (Bitton, 1994), lo cual
origina aguas minerales sulfatadas cálcicas de alta mineralización (Fagundo et al, 2001; 2004
c). En la figura 4.13 se aprecia cómo varían los patrones hidrogeoquímicos y el contenido de
iones disueltos (SST), en las aguas del pozo P1, perforado durante los trabajos de prospección
realizados por Peláez et al (1990) en el yacimiento de San Diego de los Baños. Como puede
apreciarse en dicha figura, en el intervalo 0-87 m de profundidad, el agua captada era de tipo
sulfatada bicarbonatada cálcica con mineralización de 440 mg/l y a partir de ese intervalo de
perforación pasó a ser de tipo sulfatadas cálcica, alcanzando una mineralización de 1991 mg/l
en el intervalo de 240-281 m de profundidad.
61

Tabla 4.3. Transferencia de masa mg/l y en (%) originada por disolución o reacción química (+) o por precipitación o consumo (-) en los
procesos geoquímicos que tienen lugar mediante procesos de interacción lluvia - roca en la Sierra del Rosario.
Proceso
geoquímico
Halita
Calcita
Dolomita
Serpentina
Plagioclasa
Microclino
Pirita
H 2S
Total
5
20.0
(7.2)
15.3
(5.5)
0.0
(0.0)
200.7
(72.8)
32.9
(11.9)
0.1
(0.0)
7.0
(2.5)
0.0
(0.0)
1 3 53 54 10 14 20 24 28 30 41 43 51 52 59 60
12.4
(13.6)
15.0
(16.5)
29.0
(31.8)
0.0
(0.0)
32.2
(35.4)
0.8
(0.9)
1.5
(1.7)
0.0
(0.0)
25.9
(7.5)
85.2
(24.0)
75.7
(21.8)
0.0
(0.0)
149.8
(43.1)
6.0
(1.7)
4.8
(1.4)
0.0
(0.0)
18.7
(3.5)
0.0
(0.0)
0.0
(0.0)
11.9
(2.2)
460.9
(86.6)
19.4
(3.6)
21.6
(4.1)
0.0
(0.0)
85.9
(5.7)
0.0
(0.0)
0.0
(0.0)
72.7
(4.8)
1191.4
(78.7)
55.1
(3.6)
87.7
(5.8)
21.6
(1.4)
16.7
(13.0)
76.3
(59.5)
25.1
(19.6)
0.0
(0.0)
6.7
(5.2)
0.1
(0.1)
3.3
(2.6)
0.0
(0.0)
8.8
(6.1)
103.3
(71.9)
27.4
(19.1)
0.0
(0.0)
3.7
(2.6)
0.0
(0.0)
0.5
(0.3)
0.0
(0.0)
16.0
(8.2)
125.6
(64.5)
32.0
(16.5)
0.0
(0.0)
14.7
(7.6)
0.1
(0.0)
6.3
(3.2)
0.0
(0.0)
14.0
(6.7)
137.0
(65.8)
52.0
(25.0)
0.0
(0.0)
2.1
(1.0)
0.0
(0.0)
3.0
(1.4)
0.0
(0.0)
(100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100) (100)
5) M. Cajalbana 1; 1) M. Arroyo La Sed; 3) Sumidero Mamey; 53) Pozo P3 40 m; 54) M. Mil Cumbres Sulfuroso; 10) Cueva Lechuza;
14). M. Macagua; 20) Surgencia Ancón; 24). M. Lucas1; 28) M. Cacarajícara sulfuroso; 30) M. Mil Cumbres; 41) R. Taco Taco; 43) M.
La Pastora; 51) M. Soroa; 52) Pozo El Sitio; 59) M. El Templado; 60) M. La Gallina.
40.6
(5.8)
200.5
(28.5)
88.8
(12.6)
0.0
(0.0)
296.7
(42.1)
13.5
(1.9)
58.2
(8.0)
8.1
(1.2)
18.5
(5.7)
191.6
(58.8)
35.9
(11.0)
0.0
(0.0)
55.4
(17.1)
0.8
(0.3)
23.1
(7.1)
0.0
(0.0)
13.5
(6.6)
134.8
(65.7)
42.0
(20.5)
0.0
(0.0)
0.0
(0.0)
0.0
(0.0)
14.0
(7.0)
0.0
(0.0)
35.1
(4.7)
264.0
(37.8)
116.4
(15.5)
0.0
(0.0)
265.4
(35.3)
3.8
(0.5)
36.5
(4.9)
10.0
(1.3)
27.4
(5.2)
148.3
(28.3)
33.7
(6.4)
95.6
(18.2)
126.0
(24.1)
9.7
(1.9)
56.9
(10.9)
26.1
(5.0)
31.6
(1.8)
191.3
(11.1)
43.5
(2.5)
173.2
(10.1)
659.9
(38.4)
43.5
(2.5)
379.8
(22.1)
169.6
(11.4)
47.2
(2.5)
868.8
(36.1)
151.9
(8.2)
49.5
(2.7)
377.6
(20.4)
32.8
(1.8)
505.3
(27.3)
18.1
(1.0)
50.0
(1.9)
1054.1
(40.3)
239.5
(9.1)
74.6
(2.8)
314.9
(12.0)
29.1
(1.1)
836.2
(32.0)
17.3
(0.7)
62

Tabla 4.4. Fórmulas de las plagioclasas de la Fm. San Cayetano.
Punto de muestreo Na
R=
Ca
x
y x+y x
A=
( x + y)
y
B=
( x + y)
( x + 2y)
D=
C=
( x + y)
( 3x
+ 2y)
( x + y)
NaACaBAlCSi D O 8
P 3-40 m 20.1 3.21 0.16 3.37 0.95 0.05 1.05 2.95 Na0.95Ca0.05Al1.05Si2.95O8
P 4 13.5 9.31 0.69 10.00 0.93 0.07 1.07 2.93 Na0.93Ca0.07Al1.07Si2.93O8
Mil Cumbres
Sulfuroso
8.3
9.15 1.10 10.25 0.89 0.11 1.11 2.89 Na0.89Ca0.11Al1.11Si2.89O8
Rancho Mar 7.3 14.61 1.99 16.60 0.88 0.12 1.12 2.88 Na0.88Ca0.12Al1.12Si2.88O8
El Sitio 10.9 4.44 0.41 4.85 0.92 0.08 1.08 2.92 Na0.92Ca0.08Al1.08Si2.92O8
Fórmula aproximada: Na0.9Ca0.1Al1.1Si2.9O 8
Na
Relación molar media (R = ) de la Fm. San Cayetano = 12.3
Ca
Ca
Relación molar media (R = ) de la Fm Artemisa = 8.1
Mg
63

172-145
181-127
181-118
271-118
SO 4>HCO 3-Ca
SST = 440 mg/l
SO 4>HCO 3-Ca
SST = 985 mg/l
SO 4-Ca
SST = 1217 mg /l
SO 4-Ca
SST = 1911 mg/l
Figura 4.13. Variación de los patrones hidrogeoquímicos de las aguas del pozo P1 con la
profundidad.
64

4.6 Estado de las aguas de los diferentes flujos con respecto al equilibrio de los
minerales constitutivos de los acuíferos
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 Tillman 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 4.14 (gráfico 1) se muestra la posición que ocupan las aguas correspondientes a
los flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica en el diagrama
de Tillman - Trombe. En el proceso de intemperismo que tiene lugar en estas rocas, las
aguas procedentes de las precipitaciones disuelven en forma crongruente 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 en 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 intemperismo de la
serpentinita y no de la calcita, la ubicación de las aguas de este tipo de flujo en el diagrama
de Tillman muestra que las mismas se encuentran insaturadas respecto a la calcita con una
dureza media de 8.7±9.9 mg/l (Figura 4.14, gráfico 2).
Flujos locales (de corto y mediano recorrido) que drenan sedimentos de la formación
Manacas
En la figura 4.14 (gráfico 3) 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
65

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 media de
140±80 mg/l (Figura 4.14, gráfico 4).
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 4.15, gráfico 5).
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 media de
244±40 mg/l en los flujos locales y de 302±4 mg/l en los flujos intermedios (Figura 4.15,
gráfico 6).
Flujos locales que drenan sedimentos de la formación Artemisa
Estos flujos, con tendencia a la sobresaturación a la calcita, poseen una dureza media de
256±38 mg/l (Figura 4.15, gráfico 7).
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±70 mg/l (Figura 4.15, gráfico 8).
66

Flujos 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 respecto a la
calcita o sobresaturadas, con una dureza media de 1342±349 mg/l (Figura 4.16).
67

1 2
3
Figura 4. 14. Diagramas de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. 1) Flujos locales que
drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica; 2) Flujos locales que drenan rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica,
excluyendo el Mg 2+ en los cálculos; 3) Flujos locales que drenan esquistos, areniscas y calizas de la Fm. Manacas; 4) Flujos locales e
intermedios que drenan esquistos y areniscas de la Fm. San Cayetano.
4
68

5
7 8
Figura 4.15. Diagramas de Tillman Trombe. Relación entre el pH, la dureza y el equilibrio respecto a la calcita. 5) Flujos locales que
drenan calizas de la Fm. Guajaibón; 6) Flujos locales e intermedios que drenan calizas de la Fm. Sierra Azul y Lucas, e interactúan con
sedimentos de la Fm. Cacarajícara; 7) Flujos locales que drenan calizas de la Fm. Artemisa; 8) Flujos intermedios que drenan calizas
de la Fm. Artemisa, incluyendo aquellos flujos que también interactúan con otras litologías.
6
69

0 450 900 1350 1800 2250
Dureza
Figura 4.16. 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.
70

4.7 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 respecto al equilibrio con
los minerales con los cuales interactúa en su recorrido, se realiza tomando en consideración la
formación de iones complejos y calculando la capacidad de disolución de los minerales de un
agua determinada, mediante los índices de saturación definidos en el capítulo I de esta tesis.
Para el caso de la calcita, la dolomita y el yeso, estos índices pueden expresarse en términos de
relaciones de saturación de la calcita, la dolomita y el yeso respectivamente.
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.
Flujos locales que drenan sedimentos de la Asociación Ofiolítica
En el transcurso de su recorrido, estas aguas alcanzan el equilibrio químico (Figura 4.17) 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 insaturados con respecto a la calcita y la dolomita mientras
los flujos intermedios tienden a la saturación con respecto a ambos minerales (Figura 4.18).
Con relación al yeso ambos flujos se encuentran insaturados.
Flujos locales e intermedios que drenan sedimentos de la formación San Cayetano
Estas aguas tienden a la saturación con respecto a la calcita y la dolomita (Figura 4.22, grupo
3) durante todo el año y a la insaturación con relación al yeso, lo cual es indicativo de un
efecto poco acentuado del ciclo hidrológico sobre las mismas.
71

Figura 4.17. Valores de RSC y RSD en función de los SST. Flujos locales que drenan rocas
ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica.
Figura 4.18. Valores de RSC y RSD en función del SST. Flujos locales e intermedios que
drenan esquistos y areniscas de la Fm. Manacas.
72

Flujos locales que drenan sedimentos de la formación Guajaibón
Las aguas de cueva tienden a presentarse, con más frecuencia, cercanas al equilibrio químico
con respecto a la calcita y la dolomita que en el segundo subgrupo (Figura 4.19). Esto se debe
a que la respuesta a la acción de las lluvias sobre los macizos cársicos, 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 (Figura 4.20) y RSY es similar al de las
emergencias cársicas 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 4.21). 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 4.22, grupo 6),
pero se encuentran insaturadas con respecto al yeso. Aquellas aguas que además, hacen
contacto con otras litologías, tienden a encontrarse saturadas con respecto a la calcita y la
dolomita (Figura 4.22, grupo 7).
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 4.23) y
muy cerca de la saturación con respecto al yeso.
73

Figura 4.19. Valores de RSC y RSD en función del SST. Flujos locales e intermedios que
drenan calizas de la formación Guajaibón.
Figura 4.20. Valores de RSC y RSD en función de SST. Flujos locales e intermedios que
drenan calizas de la Fm. Sierra Azul e interactúan con sedimentos de la Fm. Cacarajícara.
74

Figura 4.21. Valores de RSC y RSD en función del SST. Flujos locales que drenan calizas de
la Fm. Artemisa.
Figura 4.22. Valores de RSC y RSD en función del SST. Flujos intermedios que drenan
areniscas de la Fm. San Cayetano (grupo 3), calizas de la Fm. Artemisa (grupo 6) y
sedimentos constituidos por mezclas de rocas (grupo 7).
75

Figura 4.23. Valores de RSC y RSD en función del SST. Flujos regionales que drenan calizas
de la Fm. Artemisa e interactúan con otras litologías.
4.8 Variación estacional de los parámetros químicos
Las aguas minerales poseen una composición química estable, al igual que la temperatura, el
caudal y la microflora presente (Armijo-Valenzuela y San Martín, 1944), 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 diferente tipo, se ha utilizado la
desviación estándar y el coeficiente de variación de la mineralización en términos de Sólidos
Solubles Totales (SST), dureza o conductividad eléctrica (CE), así como el contenido de
algunos componentes; Cl - , SO4 2- , H2S, CO2, etc (Fagundo et al, 1997).
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
76

(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:
CV
i
s
= * 100 %
(4.16)
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.
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 Grupo N T CVT SST CVSST
1 2 28 23.3 9.0 407 26.4
2 4 38 22.6 1.9 271 14.0
3 4 39 22.7 1.1 305 13.1
4 6 18 22.7 0.9 438 7.7
5 8 30 45.8 0.5 2811 3.2
1) Sumidero Mamey 1; 2) Surgencia Ancón, 3) Resurgencia Canilla; 4) Manantial Mil
Cumbres; 5) Pozo P 1. T: Temperatura media anual ( o C); SST: valor medio de los sólidos
solubles totales (mg/l); C.V.: coeficiente de variación (%).
A partir de la información que ofrece la de la tabla 4.8 se concluye que, de las aguas
estudiadas, las de tipo superficial (1) poseen un coeficiente de variación alto de temperatura
(9.0 %) y de los sólidos solubles totales (26.4 %). En las aguas subterráneas cársicas (2-4) este
estadígrafo varía entre 0.9 a 1.9 % para la temperatura 7.7 y 14.0 % para el SST. En la
77

muestra representativa de agua mineral (5), las variaciones son de 0.5 % y 3.2 %
respectivamente.
4.9 Evaluación de la calidad de las aguas minerales de la Sierra del Rosario para
aplicaciones terapéuticas 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. 3-07-1986).
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 mantener estables
en el tiempo su temperatura, caudal y composición y bacteriológica, propiedades estas que la
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).
La clasificación de las aguas por su potencial acción terapéutica se basa en el efecto que
ejercen sus componentes. En este trabajo se utilizará la clasificación que presentan Armijo-
Valenzuela y San Martín (1994), tomando en consideración además la composición química
78

de las aguas con componentes especiales de acción terapéutica según la Norma Cubana de
Agua Mineral (NC 93-01-218). Sin embargo, esta clasificación será aplicada sólo después que
sea validada por el estudio y la práctica médica. Acorde a los criterios antes mencionados, las
aguas estudiadas en la Sierra del Rosario, pueden clasificarse en los siguientes grupos (Tabla
4.9):
1. Aguas sulfuradas (H2S>1 mg/l) sulfatadas cálcicas, sulfatadas bicarbonatadas cálcicas,
sulfatadas mixtas y sulfatadas cloruradas mixtas, con SST >1 g/l.
2. Aguas sulfuradas (H2S>1 mg/l) bicarbonatadas sódicas, bicarbonatadas cloruradas sódicas,
con SST>1 g/l .
3. Aguas sulfuradas (H2S>1 mg/l) cálcicas o mixtas, con SST < 1 g/l.
4. Aguas no minerales bicarbonatadas (cálcicas, magnésicas y mixtas) con SST menor de
1g/l y contenido de H2S menor de 1 mg/l.
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 afecciones bucales. Las que poseen
relativamente altos contenidos de radón como las de San Diego de los Baños, presentan
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, poseen 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).
79

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 4.9 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 4.24.
Tabla 4.9. Tipos de agua por su acción terapeútica potencial.
Tipo de agua por su
acción terapéutica
N Fuente
1 14 Manantiales: La Gallina, Bermejales M1-M5, El Tigre, El
Templado, Pozos: P1, P16, P17, P18, P19.
2 3 Manantiales: Rancho Mar, Mil Cumbres Sulfuroso, Pozos: P4.
3 14 Manantiales: La Pastora, Pedernales, San Juan Sulfuroso,
Charco Azul, Soroa, Martín Mesa, Azufre de Cacarajícara,
Pozos: Pedernales, Brocal, Pozo Azul, P13, El Sitio.
4 38 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.
80

AGUAS BICARBONATADAS
(cálcicas, magnésicas y mixtas) TSS < 1 g/l, ausencia de H2S
AGUAS SULFURADAS (H2S > 1 mg/l)
Bicarbonatadas (cálcicas y mixtas) con TSS < 1 g/l
AGUAS SULFURADAS (H2S > 1 mg/l)
Bicarbonatadas sódicas y bicarbonatadas cloruradas sódicas con TSS > 1 g/l
AGUAS SULFURADAS (H2S > 1 mg/l)
Sulfatadas cálcicas y bicarbonatadas cloruradas mixtas con TSS > 1 g/l
Figura 4.24. Distribución de las aguas de la Sierra del Rosario de acuerdo a los grupos de
aguas presentes y sus propiedades terapéuticas.
81

CONCLUSIONES
Las propiedades químico-físicas de los flujos que drenan la Sierra del Rosario 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. Es posible caracterizar los
diferentes flujos (locales, intermedios y regionales) sobre la base de un grupo de indicadores
geoquímicos.
La composición química de estas aguas responde a esa complejidad litológica y estructural y
puede expresarse en términos de patrones hidrogeoquímicos. La misma depende de la
litología, las características de la tectónica local, el tipo de flujo, el régimen de lluvia y en
menor escala de los efectos antrópicos.
En general, 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.
Las aguas con 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), así como de macrocomponentes (Cl - , SO4 2- , Ca 2+ , Mg 2+ , Na + , SiO2), 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.
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 obtienen aguas de
carácter mixto con respecto a los aniones y cationes. Los procesos geoquímicos que originan
estas aguas también son similares.
82

Las aguas minerales, originadas por lo general en condiciones de confinamiento por flujos
intermedios y regionales, poseen relativamente altos contenidos de sulfato, y una temperatura
superior a la media anual del aire atmosférico. Su composición es variada, existen aguas que
clasifican en diferentes tipos: bicarbonatadas cálcicas, magnesianas, sódicas y mixtas;
sulfatadas cálcicas; sulfuradas; silícicas, entre otras.
Las principales facies hidroquímicas son: bicarbonatadas cálcicas (carbonatos), bicarbonatadas
sódicas (esquistos y areniscas), bicarbonatadas magnésicas (rocas ultrabásicas) y
bicarbonatadas mixtas (mezcla de litologías) en acuíferos drenados por flujos locales e
intermedios; sulfatadas cálcicas, sulfatadas bicarbonatadas cálcicas y cálcicas sódicas en
acuíferos libres o confinados drenados por flujos regionales. Mientras que la mineralización y
el contenido de gases disueltos son menores en los flujos locales, en los de tipo intermedio y
regional, la mineralización es superior, con relativamente elevados contenidos de CO2 y H2S
disueltos.
Por lo general las aguas tienden a alcanzar el equilibrio químico con relación a la calcita a
medida que aumenta la interacción con los carbonatos del material acuífero, alcanzándose el
equilibrio con mayor cantidad de minerales disueltos y dureza a medida que el recorrido
subterráneo es mayor.
Durante el año las aguas suelen estar unas veces insaturadas con respecto a la calcita y la
dolomita (períodos lluviosos), mientras que en otras ocasiones se encuentran saturadas
(períodos secos).
En los acuíferos someros 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 HCO3-Ca) son la
disolución de calcita y dolomita; en los acuíferos constituidos por rocas ultrabásicas
(Asociación Ofiolítica), el intemperismo origina aguas HCO3 - Mg cuyo origen se explica
mediante la disolución de serpentinita; mientras que aquellos acuíferos compuestos de
esquistos y areniscas producen por intemperismo aguas HCO3 -Ca >Na (Fm. Manacas), HCO3
- Na y HCO3 > Cl - Na (Fm. San Cayetano), cuya composición se explica mediante procesos
83

de disolución incongruente de plagioclasas. En todos los casos el contenido de SO4 2- en las
aguas se debe a la oxidación de pirita, el cual es mayor en los esquistos y areniscas.
En los acuíferos más profundos y de extenso recorrido (flujos regionales), la composición
química de las aguas de mayor mineralización originadas (SO4-Ca), se explica mediante
procesos de disolución congruente de halita, calcita y dolomita, disolución incongruente de
plagioclasa, oxidación de pirita con reducción de sulfato con mayores valores de transferencia
de masa que los restantes flujos.
En la Sierra del Rosario se determinaron cuatro grupos de agua atendiendo a su uso potencial,
de ellos tres de carácter mineral y uno no mineral. Las fuentes de agua mineral pueden ser
utilizadas como agua de bebida envasada o explotarse con fines terapéuticos. Las aguas no
minerales pueden utilizarse para el abasto urbano o agrícola.
84

RECOMENDACIONES
La caracterización hidrogeoquímica de las aguas naturales, minerales y mineromedicinales de
la Sierra del Rosario ha sido realizada mediante técnicas convencionales (parámetros físicos y
macrocomponentes). Sin embargo, el análisis de los microcomponentes y el empleo de
técnicas isotópicas, tanto las de isótopos radiacivos (tritio, radón), como las de isótopos
estables (deuterio, oxígeno - 18 y azufre - 34), son indispensables 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
futuros trabajos.
Además, se pretende divulgar los resultados de esta tesis y capacitar al personal de la
comunidad de la Sierra del Rosario sobre las propiedades de las aguas de esta región y su
empleo en diferentes usos para integrarlo al desarrollo socio- económico de la misma.
85

BIBLIOGRAFÍA
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1. J. R. Fagundo, P. González, M. Rodríguez-Piña, M. Suárez, C. Melián. Aplicaciones de
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INSCTA, La Habana, 2005. Publicado en: Contribución a la Educación y la Protección
Ambiental, Vol. 5. ISBN 959-7136-20-1, 2004.
2. Juan R. Fagundo, P. González, I. Antigüedad, M. Suárez, C. Melián, R. Hernández, R.
Peláez, M. Rodríguez-Piña. Caracterización geoquímica del sistema de flujos que drena un
territorio para su utilización en la salud. Caso de estudio: Sierra del Rosario, Pinar del Río.
Naturaleza, Salud y Bienestar (Natura Med 2005). Palacio de las Convenciones, La
Habana, 2005.
3. M. Rodríguez-Piña, J. R. Fagundo, P. González, J. R. Hernández J. Carrillo, I. Antigüedad.
Patrones y procesos hidrogeoquímicos de la Sierra del Rosario y su relación con el medio
ambiente geológico. XI Taller Cátedra de Medio Ambiente. INSCTA , La Habana, 2005.
Publicado en: Contribución a la Educación y la Protección Ambiental, Vol. 6 (Revista en
formato electrónico). ISBN 959-7136-20-1, 2005.
96

Anexo 1
Tipos de agua. Algunos conceptos y definiciones.
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
por lo siguiente:
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
97

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 microbiológica original y la
composición química de sus constituyentes esenciales.
e. Se embotella cerca del punto de emergencia de la fuente, adoptando precauciones
higiénicas especiales.
f. 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.
98

Anexo 2
Aplicación de los fundamentos del equilibrio químico a la disolución del mineral calcita,
sin considerar la formación de iones complejos o pares iónicos.
El cálculo de las concentraciones de los iones involucrados en el sistema de equilibrio CO2-
H2O-CaCO3, correspondiente a la disolución de la calcita, se puede realizar mediante
métodos numéricos (Fagundo, 1996). Para ello es necesario tomar en consideración un
sistema de ecuaciones de equilibrio químico y de balance de masas, que contemple los iones
libres que participan en la reacción:
CO2 (g) + H2O (l) + CaCO3 (s) = Ca 2+ (ac) + 2HCO3 - (ac) (2.1)
Calcita
Este proceso comprende las siguientes reacciones:
1. Difusión del CO2 en agua durante las precipitaciones:
CO2 (g) = CO2 (ac) (2.2)
Aire Disuelto físicamente
La concentración del CO2 en el agua es función de la presión parcial del gas (pCO2) en la
atmósfera en contacto con la solución acuosa y se determina por la ley de Henry.
pCO2 = D (H2 CO3) (2.3)
Donde:
D: Coeficiente de difusión, constante para una temperatura dada.
2. Formación de ácido carbónico (durante las lluvias o en la atmósfera del suelo):
CO2 (ac) + H2 O (l) = H2CO3 (l) (2.4)
La constante de equilibrio correspondiente (Kb) es:
99

K
b
(H2CO 3)
= (2.5)
pCO
2
3. Disociación del ácido carbónico:
H2CO3 (ac) = H + (ac) + HCO3 - (ac) (2.6)
HCO3 - (ac) = H + (ac) + CO3 2- (ac) (2.7)
Las correspondientes constantes de equilibrio son:
K
K
1
2
+ −
(H )(HCO 3 )
=
HCO
2 3
(2.8)
+ 2−
(H )(CO 3 )
=
(2.9)
−
HCO
3
4. Disolución de los cristales de CaCO3
CaCO3 (s) = Ca 2+ (ac) + CO3 2- (ac) (2.10)
Calcita
En condiciones de equilibrio:
Kc = (Ca 2+ )(CO3 2- ) (2.11)
El ion CO3 2- creado en este paso se combina con el H + , según el equilibrio 2.11, para dar
HCO3 - .
5. Disociación de la molécula de agua:
H2O (l) = H + (ac) + OH - (ac) (2.12)
Donde la constante de disociación de esta se puede observar en la ecuación 1.13:
100

Kw = (H + )(OH - ) (2.13)
Al integrar las ecuaciones químicas 2.4, 2.6, 2.7 y 2.10, se obtiene la ecuación que representa
la disolución de la calcita (ecuación 2.1).
Para satisfacer la condición de neutralidad eléctrica de la solución, es necesario que la suma de
las cargas de los cationes sea igual a la de los aniones. En términos de concentraciones esto se
puede expresar por:
2 [Ca 2+ ] + [H + ] = [HCO3 - ] + 2 [CO3 2- ]+ [OH - ] (2.14)
Como las concentraciones de CO3 2- , H + y OH - son despreciables en condiciones habituales
(para un pH menor de 8,4), respecto a las de Ca 2+ y HCO3 - , la expresión 2.14 se puede
reducir a:
2 [Ca 2+ ] = [HCO3 - ] (2.15)
Si se desea conocer las concentraciones de las especies químicas involucradas en el sistema
de equilibrios químicos, esto es [CO2], [H2CO3], [H + ], [Ca 2+ ], [HCO3 - ], [CO3 2- ] y [OH - ]
es necesario resolver el sistema constituido por las ecuaciones de equilibrio químico (2.5, 2.8,
2.9, 2.11, 2.13) y la de balance de carga (2.14) o su aproximada, la ecuación 2.15. Para
facilitar el tratamiento se debe adoptar que la solución es diluida, de manera que las
actividades son iguales a las concentraciones.
Teniendo en cuenta las ecuaciones 2.9, 2.11 y 2.15 se obtiene:
2+
[ ]
2Ca
+
c[
]
2+
[ ]
K H
= (2.16)
K Ca
2
Al despejar [H + ] en la ecuación 1.16, si se aplica logaritmos, se obtiene:
101

pH = - 2 log [Ca 2+ ] + B (2.17)
Donde:
B: Magnitud que es función de K2 y Kc.
La expresión 2.17 corresponde a las ecuaciones teóricas que fundamentan los diagramas de
Tillman-Trombe, usado para el cálculo de la agresividad de las aguas.
102

Anexo 3
Cálculo de la capacidad de un agua natural para disolver los minerales constitutivos de
los terrenos y acuíferos por donde esta se mueve, mediante el empleo de los índices de
saturación.
En forma general los índices de saturación, definidos por Back et al (1966) y Langmuir
(1971), se expresan mediante la expresión:
SI log KIAP
= (3.1)
K
Donde:
eq
SI: Índice de saturación, índice de solubilidad o relación de saturación.
KIAP: Producto de actividad iónica.
Keq: Constante termodinámica de equilibrio del mineral.
Si SI < 0, el agua es agresiva (tiene capacidad para disolver minerales).
Si SI = 0, el agua se encuentra en equilibrio químico (no disuelve ni precipita minerales).
Sí SI > 0, el agua es incrustante (no tiene capacidad para disolver minerales, posee minerales
disueltos en exceso y tiende a su precipitación).
En el proceso de disolución de los minerales solubles más comunes (calcita, dolomita, yeso,
halita y silvita) es necesario considerar las siguientes ecuaciones químicas:
CO2 (g) + H2O (l) + CaCO3 (s) = Ca 2+ (ac) + 2HCO3 - (ac) (3.2)
Calcita
2 CO2 (g) + 2H2O (l) + CaMg(CO3)2 (s) = Ca 2+ (ac) + Mg 2+ (ac) + 4HCO3 - (ac) (3.3)
Dolomita
103

CaSO4.2 H2O (s) = Ca 2+ (ac) + SO4 2- (ac) + 2 H2O (l) (3.4)
Yeso
NaCl = Na + (ac) + Cl - (ac) (3.5)
Halita
KCl = K + (ac) + Cl - (ac) (3.6)
Silvita
Aplicando la ley de Acción de Masas para la disolución de estos minerales la ecuación 3.1 se
transforma en:
2+
2−
(Ca )(CO 3 )
RSC = log
K
2+ 2+
−
(Ca )(Mg )(CO 3 )
RSD = log
K
2
(Ca )(SO 4 )
RSY = log
K
c
d
+ 2−
y
2 2
(3.7)
(3.8)
(3.9)
+ −
( Na )( Cl )
RSH = log
(3.10)
Kh
+ −
( K )( Cl )
RSS = log
(3.11)
Ks
Donde:
RSC: Relación de saturación de la calcita.
RSD: Relación de saturación de la dolomita.
RSY: Relación de saturación del yeso.
Kd y Ky: Constantes del producto de solubilidad de la dolomita y el yeso respectivamente.
104

Para el desarrollo de los cálculos, es necesario tomar en cuenta los equilibrios químicos tanto a
los iones libres como complejos, así como las ecuaciones de balance de masas
correspondientes:
K
K
K
b
1
2
(H2CO 3)
= (3.12)
pCO
+ −
(H )(HCO 3 )
=
HCO
2
2 3
(3.13)
+ 2−
(H )(CO 3 )
=
(3.14)
−
HCO
3
Kc = (Ca 2+ )(CO3 2- ) (3.15)
Kd = (Ca 2+ )(Mg 2+ )(CO3 2- ) (3.16)
Ky = (Ca 2+ )(SO4 2- ) (3.17)
Kh = (Na + )(Cl - ) (3.18)
Ks = (K + )(Cl - ) (3.19)
Kw = (H + )(OH - ) (3.20)
K
K
K
2+ −
(Ca )(HCO )
3
3 = +
(CaHCO 3 )
4
5
2+
2−
(Ca )(CO 3 )
=
o
(CaCO )
3
(3.21)
(3.22)
2+
−
(Mg )(HCO 3 )
=
(3.23)
+
(MgHCO )
3
105

K
K
K
K
K
K
K
K
7
8
9
6
10
11
12
13
2+
2−
(Mg )(CO 3 )
=
o
(MgCO )
3
(3.24)
+ 2−
(Na )(CO 3 )
=
(3.25)
−
(NaCO )
+ −
(Na )(HCO 3 )
=
o
(NaHCO )
2+
2−
(Ca )(SO 4 )
=
o
(CaSO )
2+
2−
(Mg )(SO 4 )
=
o
(MgSO )
3
4
3
4
(3.26)
(3.27)
(3.28)
+ 2−
(Na )(SO 4 )
=
(3.29)
−
(NaSO )
4
+ 2−
(K )(SO 4 )
=
(3.30)
−
(KSO )
4
+ 2−
(H )(SO 4 )
=
(3.31)
−
(HSO )
4
Para conocer el valor de la constante K a la temperatura del agua se puede utilizar la
expresión de Vant Hoff:
dlnK
dT
donde:
H
=
RT
∆
o
2
∆H°: Entalpía de reacción.
(3.32)
106

R: Constante de los gases ideales.
T: Temperatura.
Las ecuaciones de balance de masas son las siguientes:
m Ca2+ total = m Ca2+ + m CaHCO 3 + m CaCO3º + m CaSO4 (3.33)
m Mg 2+ total = m Mg 2+ + m MgHCO3 + + m MgCO3 º + m MgSO4 2- (3.34)
m Na + total = m Na + + m NaCO3 - + m NaHCO3 º + m NaSO4 - (3.35)
m K+ total = m K+ + m KSO4 - (3.36)
m SO4 2- total = m SO4 2- + m CaSO4 º + m MgSO4 º + m NaSO4 - + m KSO4 -
+ m HSO4 - (3.37)
m HCO3 - total = m HCO3 - + m CaHCO3 + + m MgHCO3 + + m CaCO3 º +
m MgCO3º + m CO3 2- + m NaCO3 - + m NaHCO3º (3.38)
m Cl - total = m Cl - (3.39)
Para calcular las actividades (X i) de los iones (libres y complejos) es necesario resolver todo
el sistema de ecuaciones de manera simultánea, tanto de equilibrios como de balance de
masas.
Las actividades se calculan a partir de:
(X i) = γi mi (3.40)
La molalidad se puede calcular mediante la expresión:
107

m
ppm 10 −
3
i =
i
PFi
(3.41)
Donde:
ppm: Concentración de x, en partes por millón (mg/L).
PF: Peso fórmula de x, en g.
Para el cálculo del coeficiente de actividad la ecuación de Debye-Hückel se cumple
satisfactoriamente cuando la fuerza iónica es menor que 0,1, lo que corresponde a un agua
natural con mineralización alrededor de 5 000 y 8 000 ppm. Cuando µ es mayor que 0,1 se
recomienda el uso de la variante de Davis.
Ecuación de Debye-Hückel:
2
AZi
µ
− logγ
x = 0
1+a B µ (µ0,1) (3.43)
1+
µ
Donde:
γi: Coeficiente de actividad.
A y B: Parámetros que dependen de la temperatura.
Zi: Valencia del ion i.
ai°: Diámetro eficaz del ion
µ: Fuerza iónica.
108

El valor de µ se determina mediante la ecuación de Lewis y Randall:
1 2
µ = Z i mi
(3.44)
2
n
∑
i=
1
Para determinar los coeficientes de actividad de los iones complejos, se asume primeramente
que estos poseen un valor unitario y se calcula µ. Posteriormente se vuelven a calcular los
coeficientes de actividad tanto de los iones libres como complejos y se recalcula µ, iterándose
repetidas veces hasta que la diferencia µn - µn+1 sea despreciable (

Anexo 4
Algoritmo complementario de MODELAGUA para el cálculo del balance de masas en
acuíferos donde existe mezcla de litología.
∆Ci = Ci muestra – Ci lluvia
El delta iónico de cada ion es igual a la concentración del mismo en la muestra menos la
concentación en la lluvia; i = H4SiO4, H2S, CO2, Cl -, HCO3 - , SO4 2- , Ca 2+ , Mg 2+ , Na + , K + .
En este algoritmo se usará la siguiente notación simplificada:
Concentración del ión X en mmol/ litro = [X] = X
K microclino = ∆K
(K microclino: Potasio aportado por el intemperismo del microclino).
Na halita = Cl halita = ∆Cl
(Na halita: Sodio aportado por el intemperismo de la halita).
Plagioclasa: mineral constituido por mezla de albita (NaAlSi 3 O 8 ) y anorthita (yCaAl 2 Si 2 O 8 ).
Na albita = ∆Na - ∆Cl
(Na albita: Sodio aportado por el intemperismo de la plagioclasa-albita).
Si Na albita < 0 ⇒ Na albita = 0.
Na intercambio Na-Ca: Sodio aportado por el proceso de intercambio iónico Na-Ca.
Si Na albita > 0, no existe intercambio iónico. ⇒ Na intercambio Na-Ca = 0
Si Na albita < 0, existe intercambio iónico. ⇒ Na intercambio Na-Ca = ∆Na – Na halita = ∆Na - ∆Cl
Ca anorthita = 0
(Ca anorthita: Calcio aportado por el intemperismo de la plagioclasa-anorthita). Esto tiene lugar
en aquellos acuíferos constituidos por carbonatos de las formaciones Guajaibón, Sierra Azul,
Lucas y Artemisa en el caso de los flujos locales e intermedios.
Ca anorthita = Na halita /12.3
110

El número del dividendo representa la relación molar media entre el sodio y el calcio (R
Na
= ) en la Fm. San Cayetano. Esto se toma en cuenta en las formaciones San Cayetano y
Ca
otras litologías que interactúan con sedimentos de dicha formación, tales como los de la
formación Artemisa (en los casos de los flujos intermedios y regionales).
Ca dolomita = 0
(Ca dolomita: Calcio aportado por el intemperismo de la dolomita). Toma valor cero en los
acuíferos constituidos por sedimentos ultrabásicos de la Asociación Ofiolítica y en los
esquistos y areniscas de la formación San Cayetano, donde no existe el mineral dolomita.
Ca dolomita = ∆Mg
Toma este valor en los acuíferos que presentan dolomita: Formaciones Manacas, Guajaibón,
Sierra Azul, Lucas y Artemisa, en los casos de flujos locales e intermedios.
Ca dolomita = (∆Ca – Ca anorthita)/ 9.1
La magnitud 9.1 se obtiene tomando en cuenta que la relación molar media entre el calcio y el
Ca
magnesio (R = ) en la Fm Artemisa es 8.1. Esto se toma en cuenta en los acuíferos
Mg
constituidos por carbonatos de la formación Artemisa y en otros acuíferos donde existe mezcla
con sedimentos de la misma.
Ca calcita = ∆Ca - (Ca anorthita – Ca dolomita)
(Cacalcita: Calcio aportado por el intemperismo de la calcita). Se cumple en los acuíferos
constituidos por calizas presentes en las formaciones Manacas, Guajaibón, Sierra Azul, Lucas
y Artemisa.
Cacalcita = 0
Se cumple en los acuíferos constituidos por esquistos y areniscas de la Fm. San
Cayetano.
1
Ca intercambio Na-Ca = - Na. (Ca intercambio Na-Ca: Calcio aportado en el proceso de intercambio
2
iónico Na-Ca).
Ca calcita = ∆Ca – Ca intercambio Na-Ca.
Esto ocurre si existen procesos de intercambio iónico, o sea, cuando Naalbita < 0.
Mg dolomita = Ca dolomita
111

(Mg dolomita: Magnesio aportado en el proceso de intemperismo de la dolomita). Se cumple en
todos los casos.
Mg dolomita = ∆Mg
Se cumple en los acuíferos constituidos por sedimentos de las formaciones Manacas,
Guajaibón, Sierra Azul, Lucas y Artemisa para los flujos locales e intermedios cuando Naalbita
< 0.
Mg serpentinita = ∆Mg – Ca dolomita = ∆Mg – Mg dolomita
(Mg serpentinita: Magnesio aportado por el intemperismo de la serpentinita). Se cumple en los
acuíferos desarrollados en las rocas ultrabásicas de la Asociación Ofiolítica y en los flujos
regionales de la Fm. Artemisa.
Mg serpentinita = 0. Tiene lugar en los acuíferos desarrollados en los sedimentos de las
formaciones Manacas, Guajaibón, Sierra Azul, Lucas y Artemisa en los casos de flujos locales
e intermedios.
Mg serpentinita = ∆Mg
Se cumple en los casos de la Asociación Ofiolítica y la Fm. San Cayetano, ya que los
sedimentos de estas formaciones no poseen dolomita y todo el magnesio es aportado por el
intemperismo de la serpentinita.
Cl halita = ∆Cl
(Cl halita: cloruro aportado por el intemperismo de la halita).
SO4 pirita = ∆SO4 - ∆H2S
(SO4 pirita: Sulfato originado en el proceso de oxidación de las piritas).
SO4 reducción = - ∆H2S
(SO4 reducción: Sulfuro aportado en el proceso de reducción de sultatos).
HCO3 microclino = K microclino
(HCO3 microclino: Bicarbonato aportado en el proceso de intemperismo de microclino).
HCO3 albita = Na albita
(HCO3 albita: Bicarbonato aportado en el proceso de intemperismo de la albita).
HCO3 anorthita = 2 Ca anorthita
112

(HCO3 anorthita: Bicarbonato aportado en el proceso de intemperismo de la anorthita).
HCO3 calcita = 2 Ca calcita
(HCO3 calcita: Bicarbonato aportado en el proceso de intemperismo de la calcita).
HCO3 dolomita = 4 Mg dolomita
(HCO3 dolomita: Bicarbonato aportado en el proceso de intemperismo de la dolomita).
HCO3 serpentinita = 2 Mg serpentinita
(HCO3 serpentinita: Bicarbonato aportado en el proceso de intemperismo de la serpentinita).
HCO3 SO4 reducción = 2 SO4 reducción
(HCO3 SO4 reducción: Bicarbonato aportado en el proceso de de reducción de sultatos).
HCO3 pirita = 2 SO4 pirita
(HCO3 pirita: Bicarbonato aportado en el proceso de reducción de pirita).
HCO3 CO2-H2CO3 = ∆ HCO3 – (HCO3 microclino + HCO3 albita + HCO3 anorthita + HCO3 calcita + HCO3
dolomita + HCO3 serpentinita + HCO3 SO4 reducción + HCO3 pirita).
CO2 microclino = - K microclino.
(CO2 microclino: Dióxido de carbono generado en el proceso de intemperismo del microclino)
CO2 albita = - Na albita
(CO2 albita Dióxido de carbono generado en el proceso de intemperismo de la albita).
CO2 anorthita = - 2 Ca anorthita
(CO2 anorthita: Dióxido de carbono generado en el proceso de intemperismo de la anorthita).
CO2 calcita = - Ca calcita
(CO2 calcita: Dióxido de carbono generado en el proceso de intemperismo de la calcita).
CO2 dolomita = - 2 Ca dolomita
(CO2 dolomita: Dióxido de carbono generado en el proceso de intemperismo de la dolomita).
113

CO2 serpentinita = - 2 Mg serpentinita (Dióxido de carbono generado en el proceso de intemperismo
de la serpentinita).
CO2 pirita = SO4 pirita
(CO2 pirita: Dióxido de carbono generado en el proceso de oxidación de la pirita).
CO2 CO2-H2CO3 = - HCO3 CO2-H2CO3
(CO2 CO2-H2CO3: Dióxido de carbono generado en el proceso de intercambio CO2-H2CO3).
CO2 = ∆CO2 – (O2 microclino + CO2 albita + CO2 anorthita + CO2 calcita + CO2 dolomita + CO2 serpentinita +
CO2 piriita + CO2 CO2-H2CO3)
H2S SO4 reducción = ∆ SO4
(H2S SO4 reducción: Sulfuro de hidrógeno debido al proceso de reducción de sulfato).
H4SiO4 microclino = - 2 K microclino
(H4SiO4 microclino: Sílice originada en el proceso de intemperismo de microclino).
H4SiO4 albita = 2 Na albita
(H4SiO4 albita: Sílice originada en el proceso de intemperismo de albita)
2
H4SiO4 serpentinita = Mg serpentinita
3
(H4SiO4 serpentinita: Sílice originada en el proceso de intemperismo de serpentinita).
SiO2 = ∆H4SiO4 – (H4SiO4 microclino + H4SiO4 albita + H4SiO4 serpentinita)
Cálculo de los errores:
Error H4SiO4 = ∆H4SiO4 – (H4SiO4 microclino + H4SiO4 albita + H4SiO4 serpentinita + SiO2)
Error H2S = ∆H2S - H2S SO4 reducción
Error CO2 = ∆CO2 – (CO2 microclino + CO2 albita + CO2 anorthita + CO2 calcita + CO2 dolomita + CO2
serpentinita + CO2 piriita + CO2 CO2-H2CO3)
Error Cl = ∆Cl - Cl halita
114

Error HCO3 = ∆HCO3 – (HCO3 microclino + HCO3 albita + HCO3 anorthita + HCO3 calcita + HCO3
dolomita + HCO3 serpentinita + HCO3 SO4 reducción + HCO3 pirita + HCO3 CO2-H2CO3)
Error SO4 = ∆SO4 – (SO4 pirita + SO4 reducción)
Error K = ∆K – K microclino
Error Na = ∆Na – (Na halita + Na albiita + Na intercambio Na-Ca)
Error Ca = ∆Ca – (Ca anorthita + Ca dolomita + Ca calcita+ Ca intercambio Na-Ca)
Error Mg = ∆Mg – (Mg dolomita + Mg serpentinita)
Determinación de las masas (mg/L) de los minerales producidos por los procesos
geoquímicos de intemperismo:
masa halita = 58.5 Cl halita
masa microclino = 290 K microclino
masa allbita = 274 Na albita
masa anorthita = 286 Ca anorthita
masa plagioclasa = masa albita + masa anorthita
masa calcita = 100 Ca calcita
masa dolomita = 184 Mg dolomita
masa serpentinita = 96 Mg serpentinita
masa sílice (cuarzo) = 64 SiO2
masa pirita = 60 SO4 pirita
masa sulfuro de hidrógeno = 34 H2S
masa dióxido de carbono = 44 CO2
115

Anexo 5. Tablas
Tabla 5.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario
Grupo Formación
geológica
1
2
3
Asociación
Ofiolítica
Fm. Manacas
Fm. San
Cayetano
4 Fm. Guajaibón
Rocas
drenadas
Serpentinitas
Esquistos,
areniscas y
calizas 2
Esquistos y
areniscas 2
Calizas
masivas
Subgrupo
No Punto de agua N Flujo Captación
Descripción
5 Cajalbana 1 6 F L Arroyo Manantiales y arroyos de corto recorrido
6 Cajalbana 2 4 F L Arroyo Manantiales y arroyos de corto recorrido
7 Cajalbana 3 3 F L Arroyo Manantiales y arroyos de corto recorrido
8 Cajalbana 4 2 F L Arroyo Manantiales y arroyos de corto recorrido
9 Cajalbana 5 2 F L Arroyo Manantiales y arroyos de corto recorrido
1
1
2
Arroyo la Sed
Pozo Minero
4
1
F L
F L
Arroyo
Pozo
Arroyo de corto recorrido
Pozo poco profundo
3 Arroyo Sumidero Mamey 28 F L Arroyo Arroyos de mediano recorrido
4 M. Fluoresceina 3 F L Manantial Mediano recorrido
1 53 Pozo P 3 (40 m) 1 F L Pozo Captado a 40 m de profundidad
1
2
3
54 M. Mil Cumbres Sulfuroso 3 F I Manantial Manantial de agua sulfurada
55 Pozo P 4 7 F I Pozo Pozo de prospecciónn con agua sulfurada
56 Manantial Rancho Mar 1 F I Manantial Manantial de agua sulfurada
10 Cueva Lechuza 9 F L Cueva Agua de infiltración en las cuevas
11 Cueva mamey 4 F L Cueva Agua de infiltración en las cuevas
12 Cueva Ancón 4 F L Cueva Agua de infiltración en las cuevas
13 Cueva Canilla 4 F L Cueva Agua de infiltración en las cuevas
14 M. Macagua 3 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
15 M. Cuchillas de Sagua 2 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
16 M. de los Mameyes 4 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
17 M. de los Mineros 3 F L Manantial Surgencia cársica, corto recorrido del agua
18 M. Conuco de la Bija 2 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
19 Resurgencia Canilla 39 F L Resurgencia Resurgencia, flujo de mediano recorrido
20 Surgencia Ancón 38 F L Resurgencia Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido
21 Resurgencia Ancón 2 10 F L Resurgencia Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido
22 Manantial Fernado 5 F L Resurgencia Surgencia cársica, flujo de mediano recorrido
23 Manantial La Curra 5 F L Resurgencia Surgencia cársica, flujo de mediano recorrido
116

Tabla 5.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario (continuación)
Grupo Formación
geológica
5
6
Fms Sierra Azul,.
Lucas y
Cacarajícara
Fm. Artemisa
Rocas drenadas
Calizas
estratificadas,
calizas margosas,
silicitas, brechas y
Sub
grup
o
1
No Punto de agua N Flujo Captación
Descripción
24 M. Lucas 1 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
25 M. Lucas 2 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
26 M. Lucas a 3 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
27 M. Cacarajícara no Sulfuroso 3 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
calcarenitas 2 28 M. Cacarajícara Sulfuroso 2 F I Manantial Surgencia cársica, flujo de mediano recorrido
29 M. Caimito 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
30 M. Mil Cumbres 18 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
31 M. Kiquere 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
32 M. Recogedor 3 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
33 M. Batea 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
Calizas
estratificadas,
calcilutitas y
calcarenitas, con
intercalaciones de
silicitas
1
2
3
34 M. San Marcos 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
35 M. El Cuatro 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
36 M. Juan Carmona 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
37 M. Majagua 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
38 M. San Juan no Sulfuroso 3 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
39 Pozo P 2 (90 m) 2 F L Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
40 Pozo P3 (173 m) 2 F L Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
30A M. El Perdido (ElSitio) 1 F L Manantial Surgencia cársica, flujo de corto recorrido
41 Resurgencia Taco Taco 4 F L Resurgencia Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido
42 Resurgencia Bacunagua 1 F L Resurgencia Resurgencia cársica, flujo de mediano recorrido
43 M. La Pastora 5 F I Manantial Manantial de agua sulfurada
44 M. Pedernales 7 F I Manantial Manantial de agua sulfurada
45 Pozo Pedernales 9 F I Manantial Pozo surgente con agua sulfurada
46 Pozo El Brocal 2 F I Manantial Pozo surgente con agua sulfurada
47 M. San Juan Sulfuroso 2 F I Manantial Manantial de agua sulfurada
117

Tabla 5.1. Inventario de puntos de agua de la Sierra del Rosario (continuación)
Grupo Formación
geológica
7
8
Fms. Artemisa,
San Cayetano,
Martín Mesa y
ofiolitas (mezcla
de litologías)
Fm. Artemisa,
drenaje
profundo.
Rocas drenadas
Calizas estratificadas,
clacilutitas y
calcarenitas, con
intercalaciones de
silicitas; ademas de
esquistos, areniscas y
rocas ultrabásicas.
Calizas, esquistos y
areniscas y rocas
ultrabásicas.
Subgrupo
4
1
2
No Punto de agua N Flujo
Captación
Descripción
48 Pozo P 13 1 F I Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
49 Pozo Azul 1 F I Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
50
M. Balneario Martín
Mesa
1 F I Manantial
Manantial del antiguo balneario mineromedicinal
(agua sulfurada)
51 M Soroa 4 F I Manantial Manantial de agua sulfurada
52 Pozo El Sitio 2 F I Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
57 M. Azufre de Sal y Cruz 1 F R Manantial Manantial de agua sulfurada
58 M. El Tigre 5 F R Manantial
Manantial de agua sulfurada Balneario S.
Diego
59 M. El Templado 12 F R Manantial
Manantial de agua sulfurada Balneario S.
Diego
60 M. La Gallina 6 F R Manantial
Manantial de agua sulfurada Balneario S.
Diego
61 M. M 1 Bermejales 4 F R Manantial Manantial de agua sulfurada
62 M. Cueva Los Portales 1 F R Manantial Manantial de agua sulfurada
63 Pozo P 1 San Diego 29 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
64 Pozo P 12 Bermejales 9 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
65 Pozo P 17 San Diego 3 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
66 Pozo P 19 San Diego 5 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
67 Pozo P 4 (145-195 M) 1 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
68 Pozo P 1 (0-87 m) 1 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
69 Pozo P 1 (0-122 m) 1 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
70 Pozo P 1 (120-200 m) 1 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
71 Pozo P 1 (240-2281 m) 1 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
72 Pozo P 1 (237-30 m) 1 F R Pozo Pozo de prospección con agua sulfurada
118

Tabla 5.2. Coordenadas de los manantiales y pozos de la Sierra del Rosario
No Grupo Punto de muestreo X Y No Grupo Punto de muestreo X Y
1 1 M. La Sed 257 000 331 700 34 5 M. San Marcos 262 300 328 500
2 1 Pozo Mineros 256 000 330 800 35 5 M. Cuatro Caminos 254 700 326 850
3 1 Sumidero Mamey 256 700 331 550 36 5 M. Juan Carmona 259 200 320 000
4 1 M. Fluoresceina 260 000 330 800 37 5 M. Majagua 259 500 328 000
5 2 Cajalbana 1 251 000 330 600 38 5 M. San Juan N/S 301 000 337 000
6 2 Cajálbana 2 251 000 331 100 39 5 Pozo P2 SD-Bermej. 254 914 317 313
7 2 Cajálbana 3 251 200 331 400 40 5 Pozo P3 SD- Bermej. 253 441 318 313
8 2 Cajálbana 4 251 300 331 500 41 5 Resurgen. Taco Taco 273 800 323 300
9 2 Cajálbana 5 251 600 331 700 42 5 Resurg. Bacunagua 271 000 321 200
10 3 Cueva Lechuza 256 600 331 400 43 6 M. La Pastora 345 000 338 000
11 3 Cueva Mamey 258 000 332 500 44 6 M. Pedernales 304 200 336 500
12 3 Cueva Ancón 260 000 329 600 45 6 P. Pedernales 304 200 336 500
13 3 Cueva Canilla 255 300 330 500 46 6 P. El Brocal 298 000 334 000
14 3 M. Macagua 256 5000 330 000 47 6 M. Sn. Juan Sulfuroso 301 000 337 000
15 3 M. Cuchillas de Sagua 257 000 329 000 48 7 Pozo 13 SDB 250 541 318 374
16 3 M. Mamey 258 000 330 000 49 7 Pozo Azul 287 700 328 250
17 3 M. Mineros 259 000 330 200 50 7 M. Martín Mesa 327 000 352 000
18 3 M. Conuco Bija 258 000 330 000 51 7 M. Soroa 293 500 331 000
19 3 Resurgencia Canilla 255 000 330 600 52 7 P. El Sitio 243 900 324 000
20 3 Surgencia Ancón 255 000 329 600 53 8 Pozo P3 40 m 253 441 318 313
21 3 Resurgencia Ancón 2 254 600 329 700 54 8 M. Mil Cumbres Sulf. 255 100 327 000
22 3 M. Fernando 254 300 329 800 55 8 Pozo P4 Bermejales 250 500 318 300
23 3 M. La Curra 253 000 329 600 56 8 M. Rancho Mar 282 860 333 570
24 4 M. Lucas 1 260 000 331 500 57 8 M. Sal y Cruz 284 000 328 200
25 4 M. Lucas 2 260 000 331 500 58 8 M. El Tigre. SDB 256 150 314 900
26 4 M. Lucas 3 260 000 331 500 59 8 M. El Templado. SDB 256 150 314 900
27 4 M. Cacarajícara N/S 272 000 336 000 60 8 M. La Gallina. SD 256 150 314 900
28 4 M. Cacarajícara Sulf. 272 000 336 000 61 8 M1 Bermejales 256 200 317 500
29 5 M. Caimito 248 000 326 800 62 8 M. Cueva Portales 247 000 328 000
30 5 M. Mil Cumbres 255 000 326 850 63 8 Pozo P1 SDB 255 970 314 878
31 5 M. Kíquere 254 000 326 000 64 8 Pozo P12 Bermejales 250 478 318 361
32 5 M. Recogedor 255 000 327 500 65 8 Pozo 17. SDB 256 038 314 944
33 5 M. Batea 256 600 327 500 66 8 Pozo 19. SDB 256 019 314 828
119

Tabla 5.3. Principales procesos geoquímicos de la Sierra del Rosario
1. Disolución – precipitación de halita
NaCl (s) = Na + (ac) + Cl - (ac)
Halita
2. Disolución – precipitación de calcita
CO2 (g) + H2O (l) + CaCO 3 (s) = Ca 2+ (ac) + 2 HCO 3 2- (ac)
Calcita
3. Disolución – precipitación de dolomita
Proceso geoquímico y formulación
2 CO2 (g) + 2 H2O (l) + CaMg(CO 3 ) 2 (s) = Ca 2+ (ac) + Mg 2+ (ac) + 4 HCO 3 2- (ac)
Dolomita
4. Intemperismo de serpentinita
12 CO2 (g) + 10 H2O (l) + Mg6Si4O10(OH)8 (s) = 6 Mg 2+ (ac) + 4 H4SiO4 (ac) + 12 HCO 3 2- (ac)
Serpentinita
5. Intemperismo de feldespato potásico (microclino)
2 KAlSi3O8 (s) + 2 CO2 (g) + 11 H2O (l) = 2 K + (ac) + 2 HCO3 - (ac) + 4 H4SiO4 (l) + Al2Si2O5(OH)4 (s)
Microclino Caolinita
120

Tabla 5.3. Principales procesos geoquímicos de la Sierra del Rosario (continuación)
6. Oxidación de pirita
2 FeS2 (s)+ 7 O2 (g) + 8 HCO3 - (ac) = 2 Fe(OH)2 (s) + 4 SO4 2- (ac) +8 CO2 (g) + 2 H2O (l)
Pirita Hematita
7. Reducción de sulfato por acción de la materia orgánica
2 CH2O (ac) + SO4 2- (ac) = H2S (g) + 2 HCO3 - (ac)
Materia orgánica
8. Intemperismo de plagioclasas:
(x NaAlSi3O8 + y CaAl 2 Si 2 O 8) = NaACaBAlCSiDO8
Albita Anorthita Plagioclasa
(x+y) NaxCayAlx+2ySi3x+2yO8 (ac) + (x+2y) CO2 (g) + (11/2x+3y) H2O (l) = x Na + + y Ca 2+ (ac) + (x+2y) HCO3 - (l) + 2x H4SiO4 (ac)
Plagioclasa
+ (x/2 + y) Al2Si2O5(OH)4 (s)
Caolinita
(x = moles de Na + ; y = moles de Ca 2+ )
9. Disolución - precipitación de cuarzo
SiO2 (s) + 2 H2O (l) = H4SiO4 (ac)
Cuarzo
121