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Introducción
Uno de los retos de una política pública eficiente en materia de agua a nivel mundial es lograr el abasto perenne de agua a la población y que tenga asimismo la calidad exigida para consumo humano. El consumo permanente de agua con una calidad no apta para la salud representa un riesgo de diversas enfermedades cutáneas, dentales, hepáticas y óseas, donde la aparición de cáncer es común (Russell y Elvove, 1951; Hamilton, 1982 y 1990; Kennedy, 1999; Karthikeyan y Shunmugasundarraj, 2000; UNICEF, 2002; Edmunds y Smedley, 2005; Stockholm International Water Institute, 2005; Ozsvath, 2009).
En consecuencia, el contenido de diversos elementos químicos disueltos en el agua no debe superar el límite óptimo permitido de ingesta para el organismo humano (Palmer y Wolfe, 2009); por ejemplo, el flúor (F) es un elemento importante para la salud humana que se obtiene en forma de fluoruro (F-) principalmente a través del consumo de agua subterránea. Sin embargo, si el agua de ingesta tiene más de 1.2 mg/L de fluoruro, límite máximo recomendado por la OMS (2012), representa un riesgo para la salud.
En México, el contenido natural de F- en el agua subterránea varía desde 0.001 mg/L hasta 25 mg/L, reportándose elevadas concentraciones principalmente en estados del centro, norte, noroeste y parte del noreste del país, donde se presentan zonas con alta prevalencia de fluorosis dental y esquelética (Cardona et al., 1993; Loyola et al., 1996; Díaz et al., 1997; Del Río Herrera, 2001; Bonilla et al., 2002; Juárez et al., 2003; Hurtado y Gardea, 2004; Galicia et al., 2009; Secretaría de Salud, 2004; Carrillo et al., 2002, 2007 y 2008; Sánchez, 2007; Ortega, 2009; Varela et al., 2013). Sin embargo, únicamente los últimos cuatro autores referidos han documentado la presencia de F- en el agua bajo el contexto de entender su presencia usando el concepto de los sistemas de flujo de agua subterránea, metodología propuesta por Tóth (1962, 1963 y 2000). Sánchez (2007) reporta que rocas ígneas de composición ácida aportan mayor cantidad de F- al agua subterránea con respecto a rocas de composición intermedia y básica.
Bailey (1977) sugiere que el F' es un constituyente considerado como uno de los más volátiles y característico en las rocas ígneas de carácter félsico; en la corteza terrestre su concentración promedio es de 625 mg/L.
El F- se encuentra siempre en el agua subterránea como molécula con una concentración muy variable. Los controles principales de concentración en las rocas son el tipo de diferenciación magmática, ya que si bien las rocas félsicas lo contienen, existen cuerpos de estas rocas que lo contienen en mayor concentración. Así, el tipo de minerales de origen, el tiempo de residencia del agua con la roca, la temperatura debido a la profundidad de circulación, y el pH, condicionan su concentración en el agua subterránea (Nordstrom y Jenne, 1977 Carrillo et al., 2002). La fuerza iónica del F- también influye en la solubilidad del mineral candidato a disolverse y en las reacciones de intercambio iónico (Apambire et al., 1997). Los minerales que comúnmente aportan flúor son pocos, o moderadamente solubles y liberan F- al agua lentamente (Nordstrom y Jenne, 1977; Gaus et al., 2002; Ozsvath, 2009). Aunque la tasa de intemperización de las micas y anfíboles sea baja, el F- es liberado de ellos desde su posición hidroxilo, lo que aumenta los niveles de F- disuelto (Li et al., 2003; Edmunds y Smedley, 2005; Chae et al., 2007).
Entre los minerales más comunes que aportan F- al agua subterránea están la fluorita CaF2, fluorapatito (Ca5 (PO4)3 F), anfíboles, micas, criolita (Na3ALF6), villiaumita (NaF), topacio (Al2 (SiO4) F2), triofluorita, maladrita, y algunas arcillas, en donde el F- sustituye al (OH-) dentro de la estructura mineral (Hem,1985; Apambire et al., 1997; Rao, 2003; Cronin et al., 2000; Bailey, 1980; Handa, 1975; Wenzel y Blum, 1992). Estos minerales son abundantes en algunas rocas ígneas, metamórficas y en los sedimentos derivados de la erosión de estas rocas. También el F-puede formar complejos fuertes con aluminio, boro, berilo, hierro, uranio y vanadio.
Experimentalmente, Mysen y Virgo (1985) observaron que el F- no forma puentes de oxígeno al agregarlo como AlF3óNaF, para fundir SiO2, y que se encuentra en estrecha asociación con Al3+ y Na+, sin que alguno de éstos forme parte de la red del silicato. Los complejos de AIF3 también han sido reportados en masas de criolita fundida (Na3 AlF6), (Gilbert et al., 1975), algo similar sucede cuando se analizan masas fundidas de albita, jadeíta y nefelina.
Una ecuación que representa este equilibrio puede escribirse de la forma siguiente:
El F- en el agua subterránea puede incrementarse hasta alcanzar niveles de saturación con respecto a la fluorita y precipitar, por ejemplo, cuando el agua está cercana al nivel de saturación y su temperatura disminuye (produce saturación). Una vez alcanzado el límite de solubilidad de la fluorita (Ca2+ 2F- ↔ CaF2), existirá una relación inversa entre concentración de Ca2+ con respecto al F-, y positiva entre HCO3- y F-. Esto indica, que sí en las rocas el contenido de Ca2+ es inferior al de Na+se favorece la solubilidad del F-en agua subterránea (Handa, 1975; Robertson, 1986 ; Bårdsen et al., 1996; Gupta et al., 1999 Kohut et al., 2001; Earle y Krogh, 2004; Dhiman y Keshari, 2006; Chae et al., 2007).
También se conoce que el flúor es un componente volátil muy importante en el magma, que propicia su incremento de agua; su solubilidad dentro del magma se asocia principalmente con cationes donde el Na+ y K+ influyen más que el Ca2+y el Mg2+ (Martini, 1984). Gunnar et al. (2005) documentan que para un sistema de flujo en particular (local, intermedio o regional) la concentración de F- se incrementa desde la zona de recarga alcanzando valores máximos en la zona de descarga. Además, también se observa una diferenciación de facies hidrogeoquímicas de CaHCO3 a NaHCO3, respectivamente. Asimismo, se ha definido una relación entre contenido de F- y tipo jerárquico del sistema de flujo de agua subterránea incrementándose en los sistemas regionales (con mayor tiempo de residencia y temperatura), (Huízar et al., 2014; Carrillo et al., 2002).
Por lo anterior, es importante destacar el papel del funcionamiento hidrogeológico en el conocimiento y evaluación de diferentes respuestas químicas del agua, en este caso del F-, para entender su incidencia en las fuentes de agua subterránea y cómo ésta afecta la salud de la población que la consume.
Es amplia la literatura que documenta las diferentes enfermedades derivadas del consumo de agua con un contenido variable de Cr, Pb, As, S, Hg, Ra, I, Cd y F, (Selinus et al., 2005; Edmunds et al., 2005). Esto indica lo importante que es realizar una mejor caracterización física y química del agua subterránea con base en la metodología de los sistemas de flujo de agua subterránea propuesta por Tóth (1962, 1963 y 2000), para conocer la trayectoria y procedencia de los iones disueltos y así decidir un mejor uso posible del agua y disminuir posibles daños a la salud de la población que la ingiere.
Considerando que la composición físico- química del agua subterránea es resultado de la interacción entre agua y la roca por donde fluye produciendo flujos de diferente jerarquía, el objetivo de este trabajo es utilizar la metodología de los sistemas de flujo (Tóth, 1962, 1963 y 2000) para conocer la procedencia, distribución y nivel del contenido de F- en el agua subterránea en la región de Tenextepango, estableciendo los lugares donde su ingesta puede ser un riesgo para la salud de las personas, proponiendo alternativas al abasto de agua por medio del control natural del flujo que lo contenga.
LA REGIÓN EN ESTUDIO
La región de Tenextepango corresponde a una planicie cuya elevación promedio es 1 200 msnm, está rodeada de relieves que la sobresalen unos 300 m. Así, la topografía es ondulada, donde resaltan pequeñas colinas; el escurrimiento superficial fluye de noreste a suroeste (Figura 1). En 2010 había unos 46 500 habitantes es esta región, distribuidos en localidades urbanas y urbano-rurales (INEGI, 2010); en esta región, como en todo México, los grupos principalmente vulnerables a la ingesta de F- son niños desde su nacimiento hasta los seis años, y gente de la tercera edad.
Contexto geológico
El marco geológico de referencia por donde circula el agua subterránea puede ser entendido en su situación volumétrica y posición secuencial de las unidades litoestratigráficas aflorantes (Figura 2); las cuales pueden ser descritas por su posición estratigráfica desde la más antigua representada por un complejo metamórfico (roca basamento), hasta la más moderna, de acuerdo con lo siguiente:
-. Una sucesión de rocas caliza y dolomía en estratos de espesor mediano a grueso, que contienen nódulos de pedernal, fósiles (rudistas, pelecípodos y gasterópodos) que Fries (1960), llamó Formación Morelos, de edad Albiano Superior-Cenomaniano Inferior. Los afloramientos corresponden a núcleos de anticlinales dispuestos en orientación NW-SE, que afloran en los sectores NW, W y E de la región de estudio, estos afloramientos se extienden fuera de ésta hacia el NW, SW y W. Su espesor medio es de 400 m.
-. Sobre-yaciendo a la Formación Morelos está la Formación Cuautla, que consta de tres facies de caliza: i) caliza en estratos con espesor mediano a grueso, ii) caliza laminada en capas delgadas a medianas y iii ) caliza clástica en estratos delgados (Fries, 1960; Hernández-Romano, 1999). Con base en microfósiles se ubicó a esta formación desde el Cenomaniano hasta el Santoniano. Estas rocas forman núcleos de anticlinales orientados de NW-SE, que afloran en los extremos NW, SW y W de la región de interés; se considera que tiene un espesor de 350 m.
-. Las formaciones Morelos y Cuautla, subyacen en discordancia a depósitos clásticos continentales de edad Terciaria constituidos por grandes espesores de conglomerado calcáreo, volcánico, brecha volcánica, caliza lacustre, arena tobácea, limonita y arcilla que Fries (1960 y 1965) llamó Grupo Balsas; su espesor dentro de la región de interés con base en sondeos geofísicos se calcula en 400 m. Estos depósitos afloran en gran parte de la región de estudio, y fuera de ésta, con una extensión regional hacia el S, SW, W y N. Fries (1960) ubicó al Grupo Balsas del Eoceno Superior a Oligoceno Inferior.
-. En el centro, E, S y SE de la región de estudio aflora una secuencia de ignimbrita, lava y brecha de composición riolítica y riodacitica, que en conjunto tiene unos 170 m de espesor y que Fries (1960 y 1965) llamó Formación Tlaica. Esta formación cubre parcialmente al Grupo Balsas y mediante edad radiométrica obtenido por Jaffe et al. (1959); Fries (1965) ubicó a esta formación en el Oligoceno Superior. Esta formación presenta alta densidad de fracturas con orientación preferencial NE-SW; NW-SE y E-W, fracturas que se reportan en las unidades subyacentes.
-. Cubriendo discordantemente a la Formación Tlaica en el centro y sur de la planicie afloran rocas volcánicas intensamente fracturadas e interestratificadas con capas volcano-clásticas no diferenciadas de composición química intermedia, las lavas difieren notablemente en textura. Fries (1960) nombró a estas rocas Grupo Ixtlilco, su edad es del Oligoceno Superior-Mioceno. Varela (2011), señala que en la región de interés la secuencia consta de derrames de basalto con hiperstena y olivino, andesita de hornblenda y augita y dacita con biotita. En conjunto tienen un espesor aproximado de 200 m, calculado por medio de sondeos geofísicos.
-. La Formación Tlayecac (Fries, 1965) consta de depósitos volcánico clásticos (lahares, conglomerados, brecha volcánica, arena y limo), mezclados sin estratificación discernible, encontrándose algunos lentes de material fluvial. El espesor definido mediante sondeos geofísicos se ha estimado de unos 200 m. Esta formación se extiende hacia el N y NW de la región en estudio. La edad de esta Formación es del Pleistoceno y descansa discordantemente sobre el Grupo Ixtlilco, y la Formación Tlaica.
-. Las rocas intrusivas están representadas por diques y troncos de diorita y granodiorita del Terciario Medio, que Fries (1960 y 1965) llamó tronco Xalostoc. Estas unidades afloran en el extremo oriente de la planicie. Varela (2011) cartografió además, intrusivos de cuarzo-sienita y sienita. La roca encojanante de estos intrusivos son las rocas calizas cuya aureola de metamorfismo formó un cuerpo metamórfico representado por skarn.
-. Finalmente, el aluvión, constituido por depósitos fluviales (arcilla, limo, arena, conglomerado y bloques de hasta 1.5 m de diámetro), que se presentan en paquetes alternados con espesor variable y a menudo inter-digitados. En el N y NW de la planicie, el aluvión es predominantemente calcáreo, mientras que en el resto de la región en estudio es principalmente volcánico; el espesor estimado es de 100 m.
Agua subterránea
El contexto geológico antes descrito indica que las unidades acuíferas subyacentes en la región de Tenextepango están constituidas por dos tipos de litología: el primero por material volcano- clástico, que está está sobrepuesto con el segundo, que consiste de paquetes de roca dura.
Desde el punto de vista hidrogeológico, considerando la disposición estratigráfica vertical y horizontal de esos materiales, así como sus propiedades petrofísicas, se han clasificado en unidades inter-granulares y unidades de roca (dura) fracturada, que se describen a continuación.
La conductividad hidráulica de estos sedimentos, basada en la interpretación de pruebas de bombeo (pozos Tenextepango, Jaloxtoc, La Joya, Leopoldo Heredia y Paseos de Ayala 1) por el método de Cooper y Jacob (1946) varía de 1x10-3 a 5.8x10-4 m/s (Huízar et al., 2014), asimismo, en estas unidades inter-granulares (aluvión, Formación Tlayecac, o del Grupo Balsas) se encuentran construidos los pozos que se usan para extraer el agua que consume la población de la región en estudio.
i). Unidades inter-granulares, comprenden materiales vulcano-clásticos cuyo tamaño de grano varía desde lapilli hasta bloques de 2.0 m de diámetro. Estos clastos no están compactados excepto en algunos lugares, aunque sin cementación; poseen una porosidad de hasta 50%; forman estratos cuyo espesor varía desde 0.15 m hasta 20 m, es común encontrar fracturas. Las unidades inter-granulares se extienden fuera de la región estudiada, hacia el N, NE, E y S, mientras que hacia el W su extensión se interrumpe por presencia de las rocas carbonatadas que se muestran fisuradas.
ii). Unidades fisuradas, formadas por las rocas caliza, volcánica extrusiva e intrusiva, y metamórfica que presentan alta densidad de fracturas de acuerdo con las tres siguientes familias de fracturas regionales NE-SW, NW-SE y E-W. Las fracturas tienen abertura de hasta 30 cm, haciendo posible la intercomunicación hidráulica dentro de estas rocas; asimismo, originan una importante conductividad hidráulica. Varela (2011) obtuvo el valor de 1.3x10-3 m/s para éste parámetro, en el pozo San Vicente, que está perforado en el Grupo Ixtlilco.
Con base en el contexto geológico, el modelo hidrogeológico de la región de interés está constituido de arriba hacia abajo por: i) una unidad de 300 m de espesor de material inter-granular integrada por sedimentos del aluvión, la Formación Tlayecac, y algunos afloramientos del Grupo Balsas; ii) una unidad fisurada de 250 m de espesor que agrupa las rocas (duras) de la Formación Tlaica y Grupo Ixtlilco; iii) la unidad inter-granular de 200 m de espesor que constituida por el Grupo Balsas; iv) una unidad fisurada de 700 m de espesor que incluye las rocas de las formaciones Morelos y Cuautla; y finalmente, v) todas estas formaciones yacen en un posible basamento de origen intrusivo y metamórfico (Figura 3).
Figura 3 Sección hidrogeológica mostrando la disposición de los materiales en el subsuelo y dos de sus áreas de recarga.
Las propiedades petrofísicas de estos materiales, indican que su tipo de litología tiene importante porosidad, debido a la poca compactación y cementación, así como debido al intenso fracturamiento que presentan. Lo anterior, sugiere que las unidades fisuradas e inter-granulares estén conectadas hidráulicamente a través de fracturas, constituyendo un gran acuífero del tipo mixto (material clástico y roca dura fisurada), donde las condiciones hidrodinámicas están bajo la presión atmosférica son de acuífero libre (o no-confinado).
La configuración de las líneas equipotenciales (Figura 4), sugieren que el flujo subterráneo en el plano horizontal fluye principalmente de NW a SW y de N a S; originando en el mismo plano un gradiente hidráulico de 0.024%o desde los pozos Paseos de Ayala 1 y 2, hasta el pozo Chinameca 5 (Huízar et al., 2014); también se observan pequeños conos de abatimiento en el sector N.
Metodología
Inicialmente, con base en la consulta de literatura existente y el reconocimiento geológico de campo de las unidades litológicas aflorantes, se definió el contexto geológico que fue la base del modelo hidrogeológico conceptual. De esta manera, se documentan las rocas que forman la columna litoestratigráfica de la región, estableciéndose su distribución horizontal y vertical, las propiedades petrofísicas e hidráulicas de las rocas, así como las características físico-químicas del flujo de agua subterránea. En dos ocasiones se registró la elevación del nivel estático del agua subterránea; se colectaron 17 muestras de agua en pozos y cinco en manantiales para determinar el contenido de aniones, cationes y elementos traza (Figura 5; Tabla 1). Las muestras fueron filtradas con un filtro de celulosa de 0.45 μm, las muestras para cationes (y elementos traza) fueron aciduladas con HNO3 (de alta pureza); durante la obtención de cada muestra de agua, usando una celda de aislamiento, se registró en campo el valor de la temperatura, pH y CE. El contenido de CO32- y HCO3- se analizó in situ por el método de titulación de acuerdo al Standard Methods for the Examination ofWater and Waste Water, APHA (1989). Los cationes, elementos traza, y aniones se determinaron mediante ICP-MS. El error analítico es aceptable para el 95% de las muestras (con <5%) encontrándose un error de 8 a 9% para tres de las muestras analizadas.
Tabla 1 Composición química del agua subterránea en la región de Tenextepango, Morelos.
| Muestra | Nombre | °C | PH | Ca2+mg/L | Mg2+ mg/L | Na+ mg/L | K+ mg/L | CT- mg/L | HCO3 - mg/L | SO4 2- mg/L | NO3- mg/L | F-mg/L |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| No. | sitio | |||||||||||
| T-1 | A. Hedionda M | 25.80 | 6.50 | 421.241 | 127.923 | 296.792 | 16.148 | 74.466 | 890.075 | 948.790 | 77.513 | 1.30 |
| T-2 | Anenecuilco P | 22.30 | 6.90 | 44.600 | 23.108 | 94.452 | 15.104 | 94.547 | 217.168 | 80.117 | 20.000 | 0.30 |
| T-3 | Atotonilco M | 33.31 | 7.10 | 70.100 | 24.332 | 114.724 | 15.327 | 70.069 | 278.450 | 153.055 | 20.029 | 1.20 |
| T-4 | Axocoche M | 22.43 | 7.80 | 78.980 | 12.461 | 77.094 | 32.158 | 54.625 | 238.353 | 138.589 | 6.542 | 0.63 |
| T-5 | Buenavista M | 24.00 | 7.22 | 62.244 | 24.535 | 114.586 | 15.564 | 78.202 | 354.210 | 82.823 | 41.733 | 0.84 |
| T-6 | Chinameca 5 P | 25.90 | 7.40 | 74.126 | 20.200 | 93.580 | 28.383 | 54.580 | 398.160 | 85.234 | 15.875 | 0.45 |
| T-7 | Chinameca 4 P | 25.10 | 7.42 | 83.196 | 22.107 | 78.034 | 21.966 | 49.174 | 406.163 | 84.218 | 6.000 | 0.40 |
| T-8 | El Salitre P | 26.10 | 7.30 | 76.500 | 35.100 | 126.793 | 14.557 | 71.599 | 405.000 | 135.721 | 35.036 | 0.98 |
| T-9 | E.Zapata P | 23.10 | 7.13 | 101.019 | 23.732 | 69.034 | 19.480 | 60.290 | 364.381 | 110.760 | 28.277 | 0.20 |
| T-10 | Jaloxtoc P | 25.30 | 7.01 | 75.140 | 27.402 | 107.520 | 32.244 | 53.945 | 430.487 | 91.304 | 52.212 | 0.75 |
| T-l 1 | La Joya P | 25.13 | 7.02 | 69.212 | 22.989 | 130.961 | 26.889 | 71.199 | 487.880 | 73.178 | 9.984 | 1.09 |
| T-12 | La Longaniza P | 23.63 | 7.28 | 74.148 | 25.200 | 125.040 | 35.812 | 91.991 | 401.250 | 51.550 | 5.023 | 0.71 |
| T-13 | Lauro Ortega P | 25.60 | 7.26 | 65.560 | 20.217 | 47.506 | 10.503 | 41.787 | 280.264 | 19.532 | 35.278 | 0.50 |
| T-14 | Leopoldo Heredia P | 24.80 | 7.35 | 66.491 | 26.982 | 133.976 | 30.779 | 83.854 | 460.000 | 80.588 | 48.802 | 1.05 |
| T-l 5 | Palo Blanco P | 25.10 | 7.32 | 27.795 | 16.800 | 73.832 | 10.026 | 70.100 | 200.500 | 18.000 | 9.239 | 0.28 |
| T-16 | P. Ayala 2 P | 26.18 | 7.43 | 68.857 | 18.240 | 128.018 | 24.789 | 56.027 | 298.888 | 63.461 | 93.015 | 1.50 |
| T-17 | P. Ayala 1 P | 26.14 | 7.42 | 65.791 | 25.402 | 125.396 | 23.577 | 56.027 | 329.393 | 85.175 | 93.015 | 1.50 |
| T-18 | Sn. J. Ahuehueyo P | 24.90 | 7.71 | 85.690 | 32.120 | 77.430 | 22.066 | 80.473 | 328.010 | 100.310 | 68.769 | 0.60 |
| T-19 | San Vicente P | 24.40 | 7.10 | 34.400 | 16.505 | 93.741 | 15.904 | 70.100 | 232.141 | 56.982 | 7.000 | 0.30 |
| T-20 | Tecomalco M | 24.50 | 6.99 | 75.201 | 26.710 | 99.520 | 34.219 | 74.676 | 363.580 | 107.671 | 42.125 | 0.40 |
| T-21 | Tenextepango P | 26.40 | 7.24 | 69.048 | 21.512 | 134.140 | 23.761 | 72.395 | 429.240 | 57.864 | 22.882 | 1.90 |
| T-22 | Tlayecac P | 30.60 | 8.10 | 60.880 | 19.284 | 58.943 | 2.601 | 49.070 | 225.705 | 76.896 | 15.000 | 0.46 |
M = Manantial, P = Pozo.
A partir de la interpretación de la información aquí generada se establecieron los territorios de procedencia del F- y la variación espacial del contenido en el agua subterránea.
Es de destacar la importancia de registrar la temperatura, pH y conductividad eléctrica (EC) in situ, ya que son parámetros cuyo valor permiten deducir procesos por el contenido mineral del agua, y la posible estratificación química de ésta y comparativamente derivar la profundidad de trayectoria recorrida por el agua, dentro del ambiente hidrogeológico de referencia.
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Química del agua subterránea en la planicie de Tenextepango
La Tabla 1 muestra el contenido de los diferentes iones en el agua subterránea captada en la planicie y aunque la diferencia relativa entre las concentraciones es pequeña, es decisiva para poder clasificar dos facies hidroquímicas; una cálcica y otra sódica. La primera es cálcica-sódica-magnésica-bicarbonatada (Ca-Na-Mg-HCO3) que comprende el 25% de las muestras, excepto una muestra que es cálcica- sódica-magnésica-sulfatada (Ca-Na-Mg-SO4). La segunda es una facies sódica-cálcica-magnésica- bicarbonatada (Na-Ca-Mg-HCO3) que agrupa el 75% de las muestras.
En el diagrama de Piper (1944), el diamante de cationes marca claramente la diferencia relativa de su contenido en las aguas sugiriendo que han viajado por rocas con diferente contenido mineral; mientras que los aniones sugieren que las aguas han viajado distancias comparativamente similares. Las muestras 1, 7, 9, 13, 18 y 22, que corresponden a la facies cálcica quedan situadas en la parte del diamante en la que Appelo y Postma (1993) sugieren intercambio iónico (Figura 6). Asimismo, los diagramas de Stiff (1951), también son muy similares (Figura 7), evidenciando la relativa homogeneidad de la litología por donde el agua subterránea circula y su consecuencia en la composición química del agua que se extrae en los pozos. En efecto, esta mineralización del agua captada por los pozos es producida por reacciones entre ésta y materiales volcánicos de composición química intermedia-ácida y en parte por las rocas carbonatadas descritas.
Figura 7 Representación de la composición química del agua subterránea a través del diagrama de Stif.
En la Figura 6, los triángulos sugieren que el agua de estas muestras fluyen por material sedimentario resultado de la denudación de rocas presentes en partes altas; similarmente, el agua representada por rombos fluye por rocas volcánicas. El diagrama de aniones sugiere que las muestras provienen de flujos que han tenido recorridos identificables como de tipo intermedio y regional, mientras que el flujo local resulta menos evidente. Desde el punto de vista de los sistemas de flujo la concentración relativa de aniones en las muestras indica que todos los flujos han tenido una trayectoria relativamente larga, donde el contenido de SO4->HCO3- en el manantial Agua Hedionda sugiere poseer el agua de mayor recorrido y haber circulado por caliza y dolomía de la Formación Morelos.
Fluoruro en el agua subterránea
Los análisis realizados para este estudio confirman los resultados obtenidos por Huízar et al. (2014), la Figura 8 muestra que el contenido de F' decrece de NE a SW, en la dirección del flujo subterráneo en el plano horizontal (Figura 4) y, que en general en los sectores S y SW de la planicie, con excepción del pozo El Salitre y el manantial Atotonilco, el contenido de F' es inferior a 0.80 mg/L. Cabe resaltar, que al comparar las líneas marcando el movimiento del agua en el plano horizontal con las isolíneas de concentración de F' se interpreta que los valores altos están controlados por flujo vertical, ya que en caso contrario, se podría postu' lar que el contenido de F' en agua tendría que ir aumentando en el sentido del flujo. Así, en contra a lo sugerido por la dirección de flujo, un mayor contenido de F- se presenta en el N y NE de la región en estudio, en los pozos Paseos de Ayala 1 y 2, Tenextepango, Leopoldo Heredia, La Joya y el agua que descarga en el manantial Agua Hedionda, con 1.5, 1.9, 1.05, 1.09 y 1.30 mg/L de F- respectivamente; su temperatura >25° C. El agua obtenida de los manantiales y pozos restantes tiene de 0.2 a 0.8 mg/L de F- y en general su temperatura es <25° C (Tabla 1). Es importante notar que los pozos Paseos de Ayala 1, 2, Tenextepango, Leopoldo Heredia y La Joya, operan de forma ininterrum' pida, mientras que los demás pozos operan unas nueve hr/día. La relativa alta temperatura de estos pozos se considera evidencia de que un régimen de operación con un abatimiento continuo puede estar resultando en la inducción de agua de un flujo que tiene un recorrido más profundo reflejado también por una mayor salinidad.
Figura 8 Variación espacial del contenido de fluoruro en el agua subterránea. Fuente: Varela (2011).
En efecto, la temperatura del agua subterránea registrada en campo permite establecer dos intervalos: el primero de 20 a 25° C y el segundo de 25 a 30° C. Con base en esos intervalos de temperatura, y considerando criterios de Van-Lanen y Carrillo (1998); Carrillo et al, (2002); Varela (2011); Tóth (2000), quienes sugieren la existencia de dos sistemas de flujo subterráneo; el primero de tipo local-intermedio, captado por flujo horizontal en los pozos que extraen agua solo algunas horas al día, y el segundo de tipo intermedio y regional, resultado de la inducción de flujos más profundos hacia la zona de producción de los pozos que extraen agua sin interrupción.
Al analizar conjuntamente la variación en la temperatura en el agua extraída, con el tiempo de bombeo en los pozos y la distribución espacial del contenido de F- resultante, sugiere que los pozos Paseos de Ayala 1 y 2, Tenextepango, L. Heredia y La Joya, extraen agua de un flujo subterráneo más profundo con respecto al agua extraída por los pozos restantes. Situación similar se presenta en el agua que se descarga en los manantiales aquí analizados (Tabla 1), esto sugiere que el agua de descarga en dichos manantiales también se asocia a los sistemas de flujo antes mencionados. Esta hidrodinámica subterránea es resultado del tiempo de bombeo de los pozos ya que esto origina una disminución continua de la presión en la superficie piezométrica que induce el ascenso de flujos de agua profunda, en el cual su contenido de F- es mayor que en los sistemas de flujo más fríos y someros (Carrillo et al., 2002). Condiciones similares de flujo vertical ascendente como respuesta de inducción a la extracción han sido documentadas en otras regiones volcánicas de México por Carrillo et al. (1996, 2002), Ortega (2009); Huízar et al. (2004).
Este comportamiento hidrodinámico e hidro- geoquímico en la región estudiada es contrario a lo que usualmente se espera si se considera que el flujo de agua a un pozo solo ocurre en el plano horizontal, lo cual no explica la evolución geoquímica (ie, aumento de F- en el agua extraída). Esto corrobora, por un lado, la presencia de componentes verticales de flujo ascendente inducidos por nuevas condiciones hidrodinámicas de flujo radial al pozo en 3-D. Respuesta que se hace más evidente por efectos de diferencia de densidad del agua involucrada (el agua caliente subyacente tiende a ascender). Por el otro, ratifica que hacia los pozos se produce una mezcla de al menos dos sistemas de flujo de calidad contrastante, resultado de, entre otras, el tiempo de extracción.
En la Tabla 1 se observa que el contenido de F- en el agua subterránea es mayor cuando en ésta la cantidad de Ca2+ es menor, y viceversa; también que a mayor concentración de F- corresponde un alto contenido de Na+. Esto evidencia una estrecha relación entre las concentraciones de Ca2+y F' en el agua, que es de esperarse debido a la afinidad del F- por el Ca2, ya que de acuerdo con Whittemore et al. (1993), Bårdsen et al. (1996), Gupta et al. (1999), Earle y Krogh (2004); Kim (2005) y Chae et al. (2006a) estos iones se unen para formar CaF2, lo cual precipita; así, la tendencia es que el contenido de F-en agua subterránea se incremente cuando decrece el contenido de Ca2+en solución.
En experimentos sobre la solubilidad de fluorita y de calcita, Shen et al. (1989) demostraron que el contenido de F- en el agua subterránea es bajo en un ambiente ácido, cambia en situación neutral y es mayor en un ambiente alcalino. Lo anterior explica porqué al correlacionar el contenido de F- con aquél de los aniones y cationes del agua aquí analizada (Tabla 2), resulta que el coeficiente de correlación entre Ca2+ y F-, es pequeño, en cambio ese coeficiente es grande en relación con Na+, HCO3-, NO3-, y temperatura, que son parámetros que influyen en la disolución del F-. Asimismo, a mayor contenido de Ca2+ habrá una cantidad de F- acomplejándose, la cual al precipitar como CaF2 disminuirá el F- disuelto en el agua, ya que de acuerdo con Hem (1985), Saxena y Amed (2001), y Rafique et al. (2009) el Ca2+ limita la concentración presente de F-.
Tabla 2 Coeficiente de correlación entre las concentraciones de fluoruro, aniones y cationes en el agua subterránea en la región de Tenextepango, Morelos.
| Coeficiente de correlación, valores en mg/L | |||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Temp. | pH | Ca | Mg | Na | K | Cl | HCO3 | SO4 | NO3 | F | |
| Temp. | 1.000 | 0.183 | 0.022 | 0.041 | 0.055 | -0.405 | -0.278 | -0.041 | 0.066 | 0.050 | 0.343 |
| pH | 1.000 | -0.486 | -0.553 | -0.607 | -0.107 | -0.384 | -0.564 | -0.506 | -0.131 | -0.132 | |
| Ca | 1.000 | 0.972 | 0.832 | -0.042 | 0.065 | 0.862 | 0.983 | 0.378 | 0.261 | ||
| Mg | 1.000 | 0.871 | -0.102 | 0.197 | 0.861 | 0.974 | 0.418 | 0.273 | |||
| Na | 1.000 | 0.133 | 0.343 | 0.867 | 0.850 | 0.442 | 0.594 | ||||
| K | 1.000 | 0.180 | 0.231 | -0.097 | 0.088 | 0.173 | |||||
| Cl | 1.000 | 0.161 | 0.119 | -0.048 | 0.066 | ||||||
| HCO3 | 1.000 | 0.812 | 0.339 | 0.412 | |||||||
| SO4 | 1.000 | 0.351 | 0.253 | ||||||||
| NO3 | 1.000 | 0.511 | |||||||||
| F | 1.000 | ||||||||||
Mecanismos de liberación de fluoruro en el acuífero
El modelo hidrogeológico y su funcionamiento hidroquímico arriba expuesto permite apuntar que la fuente de F- al agua subterránea en esta región, se encuentra en las rocas ígneas presentes que forman el relieve que rodea la planicie, principalmente en el relieve que constituye el volcán Popocátepetl, ubicado fuera de ésta en su parte NE y N. Zonas donde el F- es liberado hacia el agua subterránea principalmente por el proceso del intemperismo químico de las rocas.
En la intemperización química se desarrollan conjuntamente reacciones de óxido reducción, hidratación, hidrolisis, y disolución. De acuerdo con Buol et al. (1981), el proceso más importante de la intemperización química es la hidrólisis, que origina la desintegración completa o la modificación química de los minerales primarios intemperizables.
Durante la interacción agua-roca, el H+que se intercambia proviene de la disociación del ácido carbónico que se forma durante el proceso de recarga natural del agua subterránea, e induce que el bicarbonato esté en relación directa con el consumo de iones H+ durante el intercambio de cationes (Hem, 1985). El H+ ayuda en el ataque del feldespato que lo transforma en minerales de arcilla. Esto se ejemplifica a través de la disolución de la albita, en cuya reacción consume iones H+, libera HCO3- y Na+, consume CO2 2-(aq), decrece la PCO2 e incrementa el pH.
Adicionalmente, al proceso de disolución de los minerales normativos constitutivos de las rocas de la región en estudio (plagioclasas), el contenido de Na+ en el agua subterránea se incrementará debido al proceso de intercambio iónico, y motiva que disminuya la concentración de Ca2+. Simultáneamente, como resultado de la disolución de los minerales que contienen F-, la presencia de éste ion tiende a aumentar en el agua. Al existir una facies sódico-bicarbonatada (Na-HCO3) en el agua subterránea, de acuerdo con Saxena y Ahmed (2001), durante la interacción agua-roca, el agua rica en NaHCO3 acelera la disolución de los minerales, liberando F- en el agua a través del tiempo. Ortega (2009), reporta una situación similar en el acuífero Independencia ubicado en Guanajuato, donde el enriquecimiento de F- se debe a la disolución de minerales fluorados y al alto contenido de Na y HCO3, producto de disolución de albita (feldespato sódico) que está integrado en la matriz de las rocas.
Paralelamente, como resultado de la disolución de minerales que contienen F- como biotita, an- fíboles, flogopita y la fluorita, que están presentes en las rocas ígneas de la zona de interés, corrobora la presencia de F' en el agua; una vez en ésta, el F- se desplazará mediante dispersión hidrodinámica y puede controlarse en forma natural si, por ejemplo, un flujo enriquecido en F- se desplaza por una unidad litológica con detritos de roca caliza o directamente por la roca caliza. Una situación alternativa es cuando la extracción induce que el flujo se desplace eventualmente hacia el pozo de extracción a través de ese tipo de materiales, condiciones que controlan la presencia de F- en el agua extraída (Carrillo et al., 2002).
CONCLUSIONES
El valor de temperatura y contenido de F- en el agua que extraen los pozos del área estudiada varían en función del tiempo de extracción (ie, a mayor tiempo de extracción mayores son los valores de estos parámetros, mostrando así que la extracción ininterrumpida induce el arribo de agua más profunda con un contenido de F' sensiblemente mayor respecto al del agua más somera.
Si se pretende analizar los resultados químicos aquí obtenidos como si el agua fluyera solo en el plano horizontal, el comportamiento físico- químico del agua sería contrario a lo observado en campo, pues la evolución geoquímica no coincide con la dirección de flujo. Esto solo se explica considerando la presencia de componentes verticales de flujo, inducidas por la extracción, lo que origina una mezcla en los pozos de al menos dos sistemas de flujo, uno somero (local-intermedio) y otro que viaja a más profundidad (definitivamente regional).
Los resultados de este trabajo permiten concluir que el F- es liberado hacia el agua subterránea por el proceso del intemperismo químico de las rocas, en donde el proceso más importante es la hidrólisis.
El análisis químico de agua subterránea que se extrae en los aprovechamientos existentes indica que en el N y NE de la región estudiada se presenta agua con mayor contenido de F-, disminuyendo hacia el S y SW; por lo tanto, la ingesta del agua en el N y NE presenta un mayor riesgo para la salud de las personas, que en el resto de la región en estudio.
Con base en el contexto hidrogeoquímico aquí descrito, es necesario realizar perforaciones directas y efectuar mediciones hidrogeológicas sistemáticas y rigurosas; por ejemplo medir temperatura y contenido de F- en el tiempo, desde el inicio de la extracción en pruebas escalonadas que permitan establecer el intervalo de profundidad, el tiempo de extracción y el caudal de extracción para el cual el contenido de F- en el agua es aceptable para consumo humano (Carrillo et al., 2002).
En efecto, para controlar la extracción de agua con menor contenido de F- es necesario hacer pruebas de control en los pozos construidos para incursionar en la mejora de la calidad natural del agua extraída, permitiendo atenuar el contenido de F- mediante el establecimiento de la relación F- vs Temperatura, F- vs Caudal y F- vs Tiempo de Extracción. Para esto, es importante realizar pruebas extrayendo agua a diferente caudal (ejercer diferentes gradientes hidráulicos en el pozo) para extraer el agua necesaria con el menor contenido de F- posible, a efecto de lograr un control del F-. Así, entendiendo el funcionamiento del sistema bajo extracción se puede evitar tener efectos colaterales adicionales por el uso de sustancias químicas ajenas al sistema natural o instalar innecesarias y costosas plantas de tratamiento. De esta manera, por ejemplo, al construir un pozo para evitar un flujo enriquecido en F- será deseable inducir este flujo por una unidad litológica con material calizo o directamente por roca caliza, condición que controla la presencia de F- en el agua extraída (Carrillo et al., 2002).
Es deseable que los habitantes de esta región disminuyan o se abstengan de consumir todo producto líquido (o sólido) que contenga F-, a la vez que se implemente una dieta con mayor contenido de Ca2+.
