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FAGUNDO, J.R. et al. Procesos geoquimicos naturales...relacionar los iones susceptibles de cambios conel ion Cl - (dado que este último se comportacomo un ion conservativo en la mezcla). Esto sehace mediante el cálculo de los ∆ iónicos, querepresentan la diferencia entre lasconcentraciones reales de los iones y lasteóricas (resultante de una mezcla conservativa).Esta magnitud expresa los cambios cuantitativosen términos de ganancia o pérdida iónica en losprocesos modificadores de la composiciónquímica, especialmente en la zona de difusión.La misma se puede representar mediantegráficos de tipo X-Y, donde Y representa elincremento o déficit del ion que se evalúa y X elcontenido de ion Cl - u otros ∆ iónicos (Giménez,1994). Se pueden medir también los cambios enfunción del porcentaje de agua de mar presenteen la muestra (Boluda et al., 1997).Sobre la base de las concentraciones del aguadulce, representada en este estudio por el pozoRancherita y el agua de mar, representado por lamuestra tomada en Playa Cajío, fueroncalculadas las ecuaciones de mezcla teórica.Con el objetivo de evaluar las modificacionesque sufrieron las aguas de esta región en funciónde su salinidad, entre julio de 1997 y julio de1998, se relacionaron los incrementos o déficitsiónicos con el porcentaje de mezcla de agua demar que contenía cada muestra (figuras 4a-4d).En las mismas se puede apreciar que loscambios más acentuados se producen, paratodos los iones, a partir del 20 % de mezcla,alcanzándose las máximas variaciones entre 40y 60 %.La figura 4a se observan procesos de oxidaciónde sulfuros en las aguas que ocupan la partecorrespondiente a la zona de alimentación delacuífero (pozo Sotolongo Díaz), en los tresniveles muestreados (uno representativo de lazona de agua dulce y los otros dos de la zona dedifusión o de mezcla). Resultados similares seobtienen en el pozo Liliana Dimitrova tambiénubicado lejos de la costa. En los pozosmuestreados en las regiones cercanas a la zonalacustre (Alvaro Barba 23 y 34 m; Playa Cajío 2m; Cala 10 entre 20.5 y 25 m y Santa Ana entre5 y 25 m), se observan intensos procesos dereducción (∆SO 2- 4 , negativos). Estecomportamiento es en general coherente, conlos valores de Eh medidos en el campo y puedeatribuirse a la acción de las bacterias2-anaeróbicas sobre los iones SO 4 procedentesdel mar, las cuales disponen de un suministroelevado de materia orgánica brindada por laciénaga. Este proceso de tipo biogeoquímico(Bitton, 1994) puede ser esquematizadomediante la reacción:SO 2- 4 + 2 CH 2 O + H + = HS - + 2 CO 2 + H 2 O (1)Donde CH 2 O representa la materia orgánica. En2-este proceso, por cada meq/l reducido de SO 4se producirán iguales cantidades en meq/l de-HCO 3 y de S 2- en el agua (Shoeller, 1962).Dicho proceso puede favorecer la disolución dela calcita en el acuífero y el sulfuro originadopuede producir H 2 S, confiriéndole malos oloresal agua, o precipitar en forma de pirita por accióndel Fe 2+ presente en los sedimentos (Custodio yLlamas, 1976; Giménez, 1994). Según Ghazbanet al. (en: Giménez, 1994), la correctaestequiometría de la reacción de reducción desulfatos dependerá de la naturaleza de lamateria orgánica.En la figura 4b se muestran los correspondientesincrementos del ion Ca 2+ en las aguasmuestreadas en pozos y niveles asociados a los2-procesos de reducción de SO 4 discutidosanteriormente. En general, este incremento decalcio es extraordinariamente notable en el pozoAlvaro Barba entre 20 y 23 m de profundidad(donde las aguas alcanzan alrededor de un 20 %de mezcla con agua de mar) y sugiere laocurrencia de un intenso proceso de corrosiónquímica. Este aumento del Ca 2+ se encuentrarelacionado con la reducción de sulfatos, aunqueotros procesos como la dolomitización y elintercambio iónico inverso pueden tambiénoriginar valores positivos de ∆Ca 2+ , en esteúltimo caso mediante la reacción:R 2 Ca + 2 Na + = Ca 2+ + 2 NaR (2)En la figura 4c se observa una tendencia a ladisminución del ∆Na + con el porcentaje de aguade mar en el pozo Alvaro Barba, lo cual puededeberse al proceso de intercambio iónico inversoy guarda relación con el incremento de Ca 2+ enlos mismos niveles de profundidad,. Uncomportamiento similar ocurre en los pozosLiliana Dimitrova y Sotolongo Díaz a los nivelesmás profundos (46-50 m). Por el contrario, losprocesos de intercambio iónico directo, que sonlos más comunes y se expresan mediante unaecuación química inversa a la anterior, seaprecian en los restantes pozos y niveles.La dolomitización se produce generalmente poralteración de la calcita y la dolomita, aportandotambién iones calcio al agua subterránea. Esteproceso que puede esquematizarse mediante laecuación:2 CaCO 3 + Mg 2+ = CaMg(CO 3 ) 2 + Ca 2+ (3)Finalmente, la disolución de la calcita y ladolomita aporta al medio acuoso tanto iones Ca 2+como Mg 2+ , mientras que la precipitación deestos minerales sustrae dichos iones al agua:CO 2 + H 2 O + CaCO 3 = Ca 2+ -+ 2 HCO 3 (4)2 CO 2 + 2H 2 O + CaMg(CO 3 ) 2 == Ca 2+ + Mg 2+ -+ 2 HCO 3 (5)74Revista Latino-Americana de Hidrogeologia, n.2, p. 69-77, 2002.