Introducción

Las aguas subterráneas han sido desde tiempos remotos una fuente importante de abastecimiento de las necesidades de agua del hombre (^{Custodio & Llamas, 1976}). Aunque su uso intensivo y contaminación representan problemas frecuentes, la interacción agua dulce (AD)-agua de mar (AM) crea un problema único con respecto a la sostenibilidad del agua subterránea, denominado intrusión salina (IS). Este fenómeno consiste en la entrada de AM en los acuíferos de AD, generando cambios en la cantidad y calidad de la descarga subterránea hacia los sistemas costeros (^{Barlow & Reichard, 2010}). Como consecuencia, los acuíferos costeros se caracterizan por variaciones de salinidad con respecto al espacio y tiempo, condición que justifica un tratamiento de investigación especial en las características de flujo, calidad y manejo (^{Post & Abarca, 2009}). México, al igual que muchos otros países en el mundo, dispone de grandes longitudes de costas. El desarrollo de diversas actividades económicas, genera un aprovechamiento de agua subterránea que origina constantes cambios en las relaciones AD-agua salina (AS) (^{Custodio & Llamas, 1976}). El análisis de la relación entre el AD-AS (Figura 1) en las regiones costeras crea un estado de equilibrio llamado interfase de agua salobre (ASa); su ubicación y dimensiones dependen de las características hidrogeológicas y densidad del AM. La interfase es dinámica y depende de variaciones en la recarga y extracción (^{Custodio & Llamas, 1976}).

Figura 1 Definición general de tipos de agua en acuíferos costeros aplicable para esta publicación. 

Los medios kársticos cubren entre 12% (^{KWI, 2008}) y 25% (^{Ford & Williams, 2007}; ^{LaMoreaux, Powell, & LeGrand, 1997}) de la superficie total continental del planeta; 25% de la población total mundial es abastecida de forma parcial o completa con agua captada en este tipo de acuíferos (^{Darnault, 2008}; ^{Green, Painter, Sun, & Worthington, 2006}), como es el caso del estado de Yucatán. Los acuíferos kársticos costeros presentan un gran interés debido a que su descarga natural sostiene diversos ecosistemas costeros (manglares y humedales, entre otros) y a que se captan para el abastecimiento de la población. En estos medios calcáreos se desarrollan procesos geoquímicos que pueden acelerar el incremento de la permeabilidad secundaria a través de la disolución de conductos. Aplicando principios químicos termodinámicos, se ha demostrado que la simple mezcla de dos aguas en equilibrio o incluso sobresaturadas con respecto a la calcita, puede dar lugar a una mezcla subsaturada con respecto a ese mineral (^{Hanshaw & Back, 1979}). Las observaciones directas corroboran que hay un aumento de karstificación dentro de la interfase de ASa. Además, en la físico-química de la interacción agua/acuífero juegan un papel importante los procesos de intercambio iónico (Ca/Na), así como la dolomitización o aumento de la fracción magnesiana de las calizas, y que además pueden ser variables en el transcurso del año, al variar la composición del AD (^{Fernández, Baquero, Lorca, & Verdejo, 2003}).

En México, los mayores problemas de IS se ubican en los estados de Sonora, Baja California y Baja California Sur, mientras que problemas de menor magnitud se han identificado en la Península de Yucatán (PY), Veracruz, Sinaloa y Nayarit (^{Barlow & Reichard, 2010}). Se han reportado fenómenos de salinización debido a efectos diagenéticos por interacción con agua subterránea de baja salinidad, modificaciones en el régimen de flujo como consecuencia del bombeo y efluentes percolados producidos por actividades agrícolas en el acuífero costero Valle de Santo Domingo, Baja California Sur (^{Cardona, Carrillo-Rivera, Huizar-Álvarez, & Graniel-Castro, 2004}); problemas de IS en más de 30 km tierra adentro en el acuífero Costa de Hermosillo, Sonora (^{Rangel, Monreal, Morales, & Castillo, 2002}); y afectaciones en la calidad del agua en sitios de abastecimiento de la ciudad de Ensenada a causa de la IS, como consecuencia del bombeo en el acuífero Maneadero, Baja California (^{Daesslé et al., 2005}). En todas estas investigaciones, no se identificó la ubicación de la interfase de AS. Debido a las altas conductividades hidráulicas de las planicies costeras del Plioceno (10-86 000 m·día^-1, dependiendo de la escala de análisis) (^{Worthington & Ford, 2009}), donde las elevaciones del nivel freático (NF) del AD son menores a 2 msnm, gran parte de la PY presenta efectos de IS (^{Bauer-Gottwein et al., 2011}). La región Mérida-Progreso en el estado de Yucatán constituye un territorio muy importante donde el desarrollo agrícola, industrial y de servicios, aunado al incremento poblacional en las últimas décadas, ha repercutido en la necesidad de incrementar los caudales de extracción del agua subterránea (^{Graniel, Morris, & Carrillo-Rivera, 1999}; ^{Bauer-Gottwein et al., 2011}). Entre los problemas de la región, se tiene: a) no existen sistemas de alcantarillado, por lo que las aguas residuales se disponen mediante distintas formas en el subsuelo (^{Marín, Steinich, Pacheco, & Escolero, 2000}); b) las profundidades NF son muy someras; c) existe una práctica ausencia de suelos; d) condiciones de karsticidad, y e) interacción con el AS. Esta combinación de factores ha provocado que el agua subterránea sea muy vulnerable a la contaminación antropogénica y natural.

En el estado de Yucatán han sido pocos los esfuerzos por caracterizar espacial y temporalmente el espesor de AD que sobreyace a un cuerpo de agua de mayor salinidad. La profundidad de la interfase de AS en la PY ha sido medida in situ en cenotes, pozos de observación, pozos y cuevas, mediante mediciones directas (perfiles de CE y temperatura), además de formas no invasivas utilizando técnicas geofísicas. Se han reportado estudios de variaciones mediante la realización de perfiles de conductividad eléctrica (CE) de la interfase de AS en el transecto Mérida-Progreso (^{Rodríguez, 2011}) y la zona costera poniente del estado ^{Palomo (2012)}. ^{Isidro (2013)} realizó una correlación de sondeos geofísicos electromagnéticos transitorios en dominio de tiempo y perfiles de CE para diversos transectos en la región Mérida-Progreso, definiendo la profundidad a la interfase de ASa. ^{Schmidt (2012)} realizó una prueba de bombeo de agua subterránea en un campo experimental de pozos ubicado en la Facultad de Ingeniería de la Universidad Autónoma de Yucatán (FIUADY), donde presenta los efectos en los cambios de la CE por el incremento de la elevación de la interfase de ASa en diferentes tiempos después de iniciado el bombeo.

El estudio de los movimientos e interacciones AD-AS pueden dividirse en dos categorías principales: a) aquellos que consideran a ambos fluidos inmiscibles (representación bifásica del flujo, aproximación de Dupuit, aproximación de Ghyben-Herzberg (G-H), representación de la interfase mediante elementos artificiales); y b) aquellos que admiten su miscibilidad (ecuación de flujo, ecuación de transporte de solutos, carácter de la ecuación de transporte del soluto, flujo dependiente de la densidad) (^{Jousma, Thorborg, & Verruijt, 1988}). El principio de G-H postula que en un acuífero costero homogéneo e isótropo, la profundidad de la interfase de AS y el AD es directamente proporcional a la elevación del NF sobre el nivel medio del mar (^{Ghyben, 1888}; ^{Herzberg, 1901}; ^{Hubbert, 1940}). La relación para un acuífero costero libre se expresa de la siguiente forma:

1

(utilizada con valores de densidad medidos en laboratorio)

2

donde ρ _w representa la densidad del AD; ρ _s , la densidad del AS; z, la profundidad de la interfase de AS bajo el nivel del mar, y h es la carga hidráulica del AD sobre el nivel del mar. Una de las limitaciones de este principio es que asume condiciones hidrostáticas (no flujo) y no existe una zona de mezcla entre el AD-AS. Mientras que mediante mediciones de campo, algunos investigadores confirman la validez de este principio en algunas partes de la PY (^{Perry et al., 1989}; ^{Gondwe et al., 2010}; ^{Steinich & Marín, 1996}; ^{Marín, Perry, Essaid, & Steinich, 2004}), otros encuentran variaciones significativas (^{Moore, Stoessell, & Easley, 1992}; ^{Escolero, Marín, Domínguez-Mariani, & Torres-Onofre, 2007}).

A la fecha no se tienen registros sistemáticos en espacio y tiempo del espesor del lente de AD, por lo que el objetivo de este estudio consistió en definir para el periodo de tiempo "temporada de lluvias 2012-temporada de estiaje 2013" (18 meses) el espesor del lente de AD en la región Mérida-Progreso, Yucatán, reconociendo de manera cualitativa la relación de su respuesta ante eventos de precipitación (P) y proponiendo alternativas que ayuden a explicar las causas de los fenómenos que ocurren. Con base en esta investigación se pretende comprender el comportamiento espacial y temporal de las interfases de AD y ASa, en términos de cambios de espesor, además de verificar si éstos son compatibles con el principio de G-H.

Localización

La región Mérida-Progreso analizada, con una extensión aproximada de 1 700 km², se encuentra ubicada al noroeste del estado de Yucatán, México, dentro del área delimitada conocida como anillo de cenotes, principalmente en los municipios de Mérida y Progreso (Figura 2), con una altitud máxima que oscila entre los 12 y 15 msnm en la zona sur. De acuerdo con ^{INEGI (2009a}, ^2009b), los climas que predominan en la región de estudio son: a) hacia la zona sur (municipio de Mérida), cálido subhúmedo con lluvias en verano, de menor humedad, y semiseco (muy cálido y cálido), con una P media anual del orden de 1 100 mm y temperatura media anual entre 24°C y 28°C; y b) hacia la zona norte (municipio de Progreso y zona costera), clima seco y semiseco (muy cálido y cálido), con una P media anual de 700 mm y una temperatura promedio de 25 °C.

Figura 2 Localización y ubicación de pozos de observación y estaciones meteorológicas en la región de estudio. 

Metodología

Para el desarrollo de esta investigación se definieron de manera espacio-temporal las variaciones del nivel del agua en pozos y se identificaron los cambios en el espesor de AD mediante la realización de perfiles de CE, además de las variaciones de la CE mediante una red automatizada. Finalmente, se asoció el comportamiento de la P a los efectos presentados en el nivel del agua y la CE en conjunto con la geología del subsuelo. La obtención de información se realizó en una red de monitoreo en 26 pozos de observación (PO) (Figura 2), en los que fueron instalados 20 medidores automatizados para el registro de los niveles (PH), y 19 medidores de CE. La ubicación de medidores de CE se definió con base en la profundidad al inicio de la interfase de ASa; con la finalidad de identificar diferentes tipos de respuesta, algunos se colocaron en el lente de AD, otros en la zona de ASa y unos más en el límite entre estas dos zonas. Todos los medidores generaron cuatro registros por día durante el periodo comprendido del 17 de junio de 2012 al 23 de noviembre de 2013 en los siguientes horarios: 00:00, 06:00, 12:00 y 18:00 horas. Se hicieron cuatro campañas de medición de perfiles de CE en los meses de agosto y noviembre de 2012, y enero y marzo de 2013 en todos los PO. Estos perfiles se realizaron lentamente (1 m/2 minutos) a cada metro de la columna de agua de cada pozo. En cada medición se dejó el sensor dos minutos antes del registro, para permitir que se estabilizara la lectura. Antes de cada medición y después del cambio de pilas del dispositivo mencionado, se calibraron los sensores de medición de CE con las soluciones estándar de 1 413 µS·cm^-1 y 5 000 µS·cm^-1. Para obtener la presión atmosférica (PA) que permitiera corregir las presiones registradas para definir las variaciones del nivel del agua en los PO, se instalaron dos medidores automáticos con los cuales se cubrió la región de estudio. La información de P y temperatura media diarias de las estaciones meteorológicas (EM) Progreso Observatorio, Chicxulub Puerto, Mocochá y Mérida Observatorio se obtuvieron de la Comisión Nacional del Agua (Conagua). Además, se tuvo información de la EM de la FIUADY. En todos los casos, los PO tienen una profundidad total entre 30 y 60 m, dependiendo de la distancia a la costa (menor profundidad conforme mayor cercanía a la costa), un diámetro de 0.25 m con 6 m de ademe liso y sello de concreto para evitar la infiltración directa de la superficie. Todos los PO se ubican a más de 1 km de distancia de pozos profundos en los que se capte más de 10 lps de agua subterránea, por lo que para efectos prácticos se considera que no están afectados por la extracción. También se hizo una comparación de las EIAS logradas por medición directa en los perfiles de CE y las calculadas con el principio de G-H utilizando las ecuaciones (1) y (2). Mediante un muestreo de agua subterránea y análisis de laboratorio (método gravimétrico) se obtuvieron las densidades del agua por diferencia de masas con picnómetros de vidrio de 50 ml, y balanza analítica a temperatura ambiente en las interfases de AD, ASa y AS.

Resultados y discusión

Respuesta del nivel freático a la precipitación. Debido a la presencia de cavidades y fracturas de dimensiones variadas, la respuesta del nivel freático a la P en acuíferos kársticos generalmente es muy rápida. En esta investigación, por primera vez se presenta esta relación de manera continua por un periodo de prácticamente año y medio. En la Figura 3 se presenta la respuesta del nivel del agua en el P-3 (zona norte de la región de estudio) con respecto a la P; de acuerdo con la naturaleza kárstica del acuífero libre y que el NF se ubica a 3.73 m de profundidad, la respuesta del nivel del agua en el P-3 es notoria y rápida. El registro permite identificar también que el incremento del nivel del agua en el P-3 no sólo se asocia con la lluvia local, en el recuadro A se identifica un incremento notable del NF sin una relación directa con un evento de P registrada en la EM Chicxulub Puerto. Este efecto se presenta en la mayoría de los PO (información no presentada), y se debe a la recarga de agua subterránea que ocurrió en la región sur del sitio del PO. El pozo P-3 se ubica en zona norte, cerca de la zona de descarga natural de los sistemas de flujo, por lo que la recarga durante la temporada de lluvias de 2012 que se presentó en la zona sur del área, al fluir hacia la línea de costa, mantiene el nivel del agua entre 0.2 y 0.4 msnm desde febrero hasta septiembre 2013; la temporada de lluvias de 2013 incrementa posteriormente el nivel del agua hasta 0.8 msnm.

Figura 3 Gráfica de elevación del nivel freático/precipitación para P-3. 

Relación con el principio de G-H. De acuerdo con el principio de G-H, la elevación del NF por efecto de la recarga natural derivada de la P debería producir la profundización de la interfase AS. Se utilizó una técnica indirecta para identificar este efecto, que consiste en registrar la CE en un punto ubicado ligeramente abajo del lente de AD, en la zona de ASa; conceptualmente el "efecto esperado" consiste en que la elevación del NF produzca una profundización del límite AD/ASa, AD/AS y por lo tanto una disminución de la CE. En la Figura 4 se presentan los resultados que indican si con base en el principio de G-H se identificó a) el efecto esperado; b) el efecto contrario; c) ambos efectos, o d) ninguno de los anteriores. La naturaleza heterogénea del acuífero kárstico condicionó que se identificaran los cuatro escenarios previstos; la distribución espacial reportada en la Figura 4 indica que no existe un patrón espacial que indique comportamientos afines.

Figura 4 Interfase de agua salobre/precipitación y su relación con el principio de Ghyben-Herzberg. 

En la Figura 5, correspondiente al P-18, localizado al poniente de la zona urbana de Mérida y a una distancia de 33.31 km en dirección norte-sur a la costa, se presenta el comportamiento análogo al esperado (recuadro A) de acuerdo con el principio de G-H en la relación NF/CE. Se puede observar que debido a una P registrada el 2 de octubre de 2012, el nivel del agua asciende de 0.86 a 1.05 msnm y la CE registrada en el medidor automático disminuye de manera inmediata (de 3 620 a 3 050 µmhos·cm^-1); al comenzar a disminuir de manera paulatina el nivel del agua 0.04 m, la CE se incrementa con rapidez (3 610 a 4 125 µmhos·cm^-1), aún más de su estado antes del evento de la P, y se estabiliza (en 3 440 µmhos·cm^-1) cuando el nivel se ubica a 0.90 msnm. En el recuadro B se reporta un incremento súbito del nivel del agua sin un cambio análogo en la CE. Aun presentando el efecto esperado con base en el principio de G-H, el efecto de rebote y estabilización de la CE indica que la respuesta es compleja; las variaciones rápidas (del orden de 300 a 400 µmhos·cm^-1) identificadas a lo largo del periodo de registro y que no corresponden con cambios en el nivel del agua del pozo son evidencia de que la zona de mezcla AD/ASa es muy dinámica en cuanto a las proporciones de mezcla de los miembros extremos.

Figura 5 Elevación del nivel freático/conductividad eléctrica para P-18. 

En la Figura 6, correspondiente al perfil de CE del P-18, se reporta la posición del medidor automatizado de CE en la zona de la interfase de ASa. Además, los perfiles de CE hechos en época de lluvias (agosto-noviembre de 2012) y estiaje (enero-marzo de 2013) indican de modo claro que el espesor del lente de agua dulce se mantiene relativamente constante a lo largo del año; es decir, la recarga natural no genera el incremento notable del espesor del lente de AD. Por ejemplo, para la fechas en que se llevaron a cabo los perfiles de CE, el 9 de agosto de 2012 el NF estaba a 0.75 msnm y el 13 de marzo de 2013 el NF estaba a 0.56 msnm; sin embargo, en el perfil de CE no existen cambios significativos en el espesor de AD en la columna de agua del pozo.

Figura 6 Perfil de conductividad eléctrica para P-18. 

En la Figura 7, correspondiente al P-6 ubicado al noroeste de Mérida y a 16.77 km en dirección norte-sur a la costa, se observa el comportamiento contrario en la relación NF/ CE con base en la analogía establecida con el principio de G-H. En los recuadros A, B y C, el nivel del agua asciende (de 0.37 a 0.63; de 0.23 a 0.78, y de 0.90 a 1.41 msnm, respectivamente) por efecto de la recarga natural a partir de la P y la CE se incrementa (de 2 395 a 2 560; de 2 415 a 2 490, y de 2 450 a 2 535 µmhos·cm^-1, respectivamente). Además, en D pueden observarse incrementos y decrementos del nivel del agua en el pozo sin efectos identificados en la CE. Las condiciones hidrogeológicas del medio kárstico correspondientes a la interfaz de ASa en el P-6 son diferentes a las del P-18; en el primero, en 5 m de espesor (de la elevación -15 a -20 msnm), la CE se incrementa ≈ 20 000 µmhos·cm^-1, mientras que en el segundo en 6 m de espesor (de las elevaciones -22 a -28 msnm), la CE se incrementa ≈ 1 500 µmhos·cm^-1, y con excepción de los registros de los recuadros A, B y C, los valores de CE se mantienen dentro de un estrecho margen.

Figura 7 Elevación del nivel freático/conductividad eléctrica para P-6. 

En la Figura 8 se presenta que la posición del medidor de CE en el P-6 está en la zona definida como límite entre AD y ASa. En los cuatro periodos de caracterización de CE realizados no se presentaron cambios temporales en la profundidad al inicio del primer cambio brusco de la CE, esto implica que la recarga natural no provoca modificaciones notables en el espesor del lente de AD. En la interfaz de ASa se observa una disminución en la CE en el mes de enero de 2013, con respecto los demás meses que no presentan cambios significativos entre sí.

Figura 8 Perfil de conductividad eléctrica para P-6. 

En la Figura 9, correspondiente al P-5 ubicado al noroeste de Mérida a 14.36 km en dirección norte-sur a la costa, se observa que se presentan un par de comportamientos distintos en la CE en respuesta al ascenso del nivel del agua en el pozo. En el evento A se observa que el nivel del agua se eleva (de 0.16 a 0.60 msnm) en respuesta a la lluvia del día 6 de octubre de 2012 y la CE disminuye (de 2 880 a 2 845 µmhos·cm^-1); después comienza a descender el nivel del agua y la CE se eleva (de 2 845 a 2 960 µmhos·cm^-1), presentándose el comportamiento análogo al esperado de acuerdo con el principio de G-H. En el evento B se observa que el nivel del agua asciende (de 0.62 a 1.20 msnm) y la CE se incrementa (de 2 885 a 3 160 µmhos·cm^-1); posteriormente el nivel del agua desciende (de 1.20 a 0.61 msnm) y la CE disminuye (de 3 160 a 2 870 µmhos·cm^-1), lo que representa un comportamiento contrario al esperado de acuerdo con el principio de G-H. En la Figura 10 se reporta que la posición del medidor automatizado de CE está ubicado en la interfase de ASa. En los cuatro periodos de caracterización de CE realizados no se observan cambios temporales en la profundidad antes del primer cambio brusco de la CE, con excepción del mes de agosto de 2013, en el cual se presentan CE ligeramente mayores a los otros tres meses, lo que implica que la recarga natural no provoca modificaciones notables en el espesor del lente de AD. En la interfaz de ASa se observa un incremento en la CE en el mes de marzo de 2013 por debajo de los -20 msnm, en relación con los demás meses, que no presentan cambios significativos entre sí.

Figura 9 Elevación del nivel freático/conductividad eléctrica para P-5. 

Figura 10 Perfil de conductividad eléctrica para P-5. 

Existen diversas causas que podrían explicar el comportamiento irregular con respecto a los cambios en la elevación del nivel del agua y la CE en las interfases AD/ASa. En primera instancia se debe considerar que la elevación del nivel del agua en B es mayor (0.62 msnm) que en A (0.16 msnm), por lo que existe la posibilidad de que con las variaciones del nivel del agua se activen o desactiven algunas fracturas o cavidades cuyo comportamiento hidráulico esté fluctuando como canal y a presión (tubo lleno). ^{Schmidt (2012)} presentó una caracterización, realizada mediante video en los pozos del campo experimental de la FIUADY, de los principales conductos de disolución (mayores a 30 cm) asociados con las fallas y fracturas (Figura 11), lo que proporciona una idea de la presencia de los conductos de flujo preferenciales que existen en la región de estudio; además refuerza la propuesta del comportamiento de dichos conductos con respecto a la variación del NF. Este comportamiento podría provocar flujos puntuales horizontales y/o verticales que modifiquen las velocidades de flujo y como consecuencia de las mezclas de diversas concentraciones de sales en el AD y ASa se presenten cambios en las CE en determinadas zonas. La mezcla de AD y ASa, ambas en equilibrio con calcita, genera agua subsaturada con este mineral, lo que produce disolución de carbonatos. Estos fenómenos pueden estar influyendo en la variación de sales en el agua subterránea, lo cual modifica su CE y no necesariamente es dependiente de las fluctuaciones del nivel del agua.

Figura 11 Fracturas y cavidades en pozos del campo experimental de la FIUADY (adaptado de ^{Schmidt, 2012}). 

La marea es otro efecto que podría tener influencia en los cambios de la elevación del nivel del agua y la CE en las interfases AD/ ASa; ^{Heise (2013)} reportó mediciones de efectos de la marea en el caudal de descarga y calidad del agua en pozos artesianos situados en la zona costera entre 500 y 1 800 m de la línea de costa. ^{Beddows, Smart, Whitaker y Smith (2002)}, y ^{Villasuso et al. (2011)} reportaron que la marea tiene efecto en los niveles de agua subterránea tierra adentro en hasta 9 y 13 km respectivamente. En esta investigación, el pozo más cercano se ubica a 9.3 km de la línea de costa, por lo que se considera que el efecto de la marea no tiene influencia en el área de estudio.

Con base en el principio de G-H se obtuvo la elevación de la interfase de AS (EIAS) para los PO 18, 6 y 5 (Cuadro 1), mediante el cálculo con las ecuaciones (1) (EIAS₁) y (2) (EIAS₂), y por medición directa en los perfiles de CE (EIAS_med). En los perfiles de CE del P-18 (Figura 6) se infiere que el inicio de la EIAS_med está por debajo de los -43 msnm y el inicio de la elevación de la interfase de ASa (EIASa) se ubica a ≈ -22 msnm (ambas con base en el criterio de la Figura 1). Mediante el cálculo de EIAS₂, se observa que en ninguna de las fechas de análisis, la estimación mediante la ecuación de G-H representa la EIAS_med, pues ningún cálculo está por debajo los -31 msnm. Con el cálculo de la EIAS₁ no es posible establecer una comparación con la EIAS_med, ya que no fue posible monitorear la CE a esas profundidades. En los perfiles de CE del P-6 (Figura 8) se observa que la EIAS_med está a ≈ -17.5 msnm y el inicio de la EIASa entre -16.7 y -18 msnm (con base en el criterio de la Figura 1). Mediante el cálculo de EIAS₂ se puede observar que en ninguna de las fechas de análisis, la estimación mediante el principio de G-H representa la EIAS_med (con variaciones de hasta ≈ 6 m). Los resultados de EIAS_1, indican una estimación muy cercana a la EIAS_med (con variación máxima de ≈ 1.50 m), excepto para el día 18 de enero de 2013, el cual supone una mayor profundidad a la real (variación de ≈ 10 m). En los perfiles del CE del P-5 (Figura 10), se infiere que la EIAS_med está por debajo de los -30 msnm y el inicio de la EIASa se encuentra a ≈ -2 msnm (con base en el criterio de la Figura 1). Mediante el cálculo de EIAS₂ se puede observar que en ninguna de las fechas de análisis la estimación mediante el principio de G-H representa la EIAS_med, pues ninguna está por debajo los -7.60 msnm. Los resultados de EIAS₁ indican que la EISA está por debajo de los -22 msnm, para lo cual se observa que para la medición del 17 de enero de 2013 no existe una relación directa y no es posible establecer una comparación con la EIAS_med, y al no tener mediciones de CE con elevaciones menores a -30 msnm, ya no fue posible monitorear la CE a esas profundidades.

Cuadro 1 Estimación de la elevación de la interfase con base en el principio de Ghyben-Herzberg. 

Con base en el cálculo de la EIAS₂ mediante el principio de G-H es posible mencionar que no presentan similitud, tal como lo han mencionado en estudios previos ^{Moore et al. (1992)} y ^{Escolero et al. (2007)}. Con respecto a la estimación de la EIAS₁, en el P-6 se presenta una buena similitud con respecto a la EIAS_med; sin embargo, no fue posible establecer una comparación con los PO P-18 y P-5.

Definición del espesor del lente de agua dulce. Con base en los registros de CE realizados en los PO para diferentes fechas, es posible elaborar diversos tipos de configuraciones con respecto de la elevación y el tiempo. Esta información es útil para representar en el espacio los cambios verticales de la composición global del agua subterránea asociados con las temporadas de lluvia (noviembre) y estiaje (marzo), que condicionan la geometría del lente de AD en la región analizada. Por ejemplo, la distribución espacial de la CE a la elevación de -15 msnm indica que los menores valores (del orden de ≈ 1 000 µmhos·cm^-1) se ubican en la zona E-SE del área de estudio, incrementándose de modo paulatino hacia el W-NW (inmediaciones de los PO P-5,P-6 y P-7) a valores del orden de ≈ 6 000 µmhos·cm^-1 (Figura 12). Una condición similar en la distribución espacial de la CE se identifica para la elevación de -25 msnm; los menores valores del orden de ≈ 1 000 µmhos·cm^-1 en la zona SE se incrementan hasta ≈ 25 000 µmhos·cm^-1 en el NW. La comparación de las configuraciones elaboradas para diferentes condiciones indica que existen cambios espaciales de la composición química global del agua sub-terránea para las profundidades seleccionadas y que los efectos temporales de la infiltración de agua que incrementan la elevación del NF en la temporada de lluvia no generan un cambio significativo en la composición química global del agua subterránea cuando se comparan con la temporada de estiaje. De acuerdo con la exploración geofísica realizada por ^{Kind (2014)}, el incremento en la CE en la porción W-NW puede estar asociado con conductos de disolución bien desarrollados en los sedimentos del Terciario que forman redes puntuales que facilitan la interacción directa entre las interfases de AD, ASa y AS; aunado a lo anterior, debido a que las concentraciones de sulfatos en los PO P-5, P-6 y P-7 (130 mg·l^-1 en promedio; ^{Salazar, 2014}) son mayores que en los PO P-2, P-3 y P-4 (35 mg·l^-1 en promedio) ubicados a distancias similares a la costa; se infiere que el incremento de la salinidad puede estar asociado con la disolución de yeso (CaSO₄·2H₂O) presente en la Formación Carrillo Puerto.

Figura 12 Configuraciones espaciales y temporales de conductividad eléctrica en agua dulce (-15 msnm) y agua salobre (-25 msnm). 

El efecto de infiltración de agua derivada de la P y el desplazamiento del flujo subterráneo en el acuífero kárstico es más notorio cuando se analiza la elevación del NF y la configuración espacial de la P (Figura 13). El periodo de lluvia analizado, donde P media fue obtenida con el método aritmético con la información de las EM analizadas, inició en agosto de 2013 (P media = 125.9 mm) y terminó en este caso a mediados de octubre de 2012, por lo que la configuración de noviembre de 2012 (P media = 12.7 mm) representa el efecto de la infiltración al término de dicha temporada; mientras que las configuraciones de enero 2013 (P media = 56.2) y marzo de 2013 (P media = 6.2 mm) representan el inicio y final de la temporada de estiaje, respectivamente (existiendo un incremento en la P media de noviembre 2012 a enero 2013 debido a lluvias aisladas en este último mes), ya que considerando los registros meteorológicos disponibles, las lluvias iniciaron nuevamente a mediados de mayo de 2013. Posterior a ese periodo existen precipitaciones esporádicas, pero que de acuerdo con los registros no influyen de manera importante en el incremento de la elevación del NF. Con base en el patrón general de distribución del flujo subterráneo, las mayores elevaciones se registran en la zona sur del área de estudio, en específico en las inmediaciones de la zona urbana de Mérida; los efectos de la infiltración de la P y de la recarga inducida planeada y no planeada asociada con la infraestructura urbana generan una especie de domo con elevaciones máximas del orden de 1.3-1.0 msnm, lo cual también ha sido reportado por ^{Graniel et al. (1999)} y ^{Marín et al. (2000)}. Las menores elevaciones fueron registradas en la zona norte del área analizada, lo que es consistente con la dirección de flujo subterráneo hacia la línea de costa; en la temporada de lluvias, las elevaciones fueron del orden de 0.05-0.0 msnm a 6 km al sur de la línea de costa. En la temporada de estiaje, las elevaciones en la zona cercana a la costa fueron mucho mayores (entre 0.25-0.30 msnm) que en la temporada de lluvias, lo que es un reflejo de la dinámica del flujo subterráneo cuando se desplaza a través del medio kárstico; el arribo a la zona costera del agua subterránea infiltrada en la zona sur incrementó las elevaciones del nivel del agua, generando además una dinámica interesante en los ecosistemas costeros, ya que la descarga natural de agua subterránea se incrementa durante la temporada de estiaje. Adicionalmente, los cambios en los patrones de las líneas equipotenciales sugieren modificaciones en las direcciones de flujo del agua subterránea. Al tratarse de un medio heterogéneo y anisótropo, las líneas de flujo no son necesariamente perpendiculares a las equipotenciales; de cualquier modo puede observarse que las configuraciones presentadas reflejan sin duda cambios en las direcciones de flujo que sufren modificaciones a lo largo del año, especialmente en la temporada de estiaje. Los principales cambios en las direcciones de flujo se observan bajo la zona urbana de Mérida, lo cual puede deberse a las continuas extracciones y recarga artificial. Entre Mérida y Progreso se observan cambios en la dirección de flujo, en particular en marzo de 2013, donde la dirección es principalmente hacia el NW, presentando en meses previos direcciones N, NE y NW. La dinámica del lente de AD se analiza en los registros de CE obtenidos, que de manera conjunta se presenta en los planos que indican que los cambios en la elevación del nivel del agua subterránea no se reflejan de manera proporcional con modificaciones del espesor del lente de AD. En la Figura 14 se presenta el límite superior de la EIASa (considerando dicha frontera en el primer cambio brusco del gráfico de CE). Se observa que la EIASa en la zona norte se mantiene entre -20 y -10 msnm a lo largo del año; el incremento de la elevación del nivel del agua en la temporada de estiaje no genera la profundización notoria de la EIASa. En la zona sur, la EIASa se ubica de -36 a -30 msnm en la temporada de estiaje; por otro lado, es notoria una depresión de la EIASa en la zona norte de Mérida, señalada por las elevaciones -32 y -40 msnm, tomando en consideración, por ejemplo, la isolínea de elevación -16 msnm. En la Figura 15 se presentan los espesores de AD (considerando su límite inferior en el primer cambio brusco del gráfico de CE) para los cuatro meses analizados. Además, se zonifica el área donde el límite superior de la EIASa (primer cambio brusco del gráfico de CE), presenta una CE > 2 500 µS·cm^-1. Este límite tiene un incremento espacial (lo cual puede deberse a la combinación de disminución de la P en combinación con la IS) hacia a la zona norte del área urbana de Mérida en enero de 2013 con respecto a los otros tres meses monitoreados. Tampoco se observan cambios importantes en los espesores de AD, a excepción de marzo de 2013, donde en algunas zonas del E y SE de la región de estudio existen decrementos de entre 6 y 8 m de los espesores en relación con los otros meses. Esta disminución de los espesores de AD pueden deberse a la falta de recarga de agua subterránea como consecuencia de la P debido a que es notorio un descenso importante de la P a partir de mediados de octubre de 2012. También se estimó el promedio de espesor de AD en un área seleccionada, que incluye la zona urbana de Mérida, donde es posible notar un incremento de 0.5 m de agosto a noviembre de 2012, y de 0.7 m de noviembre 2012 a enero 2013 (incremento como consecuencia de lluvias ocurridas ese último mes); asimismo, es posible notar un descenso de 3 m en el espesor medio de AD de enero a marzo de 2013, que es la temporada de estiaje.

Figura 13 Elevaciones del nivel freático. 

Figura 14 Elevaciones de la interfase de agua salobre (primer cambio brusco en el perfil de conductividad eléctrica). 

Figura 15 Espesores de agua dulce con base en el primer cambio brusco de conductividad eléctrica. 

Conclusiones

Esta investigación, primera en su tipo considerando la cantidad de PO y dimensiones del área de estudio, permitió definir el espesor de AD y la EIASa y su variación espacial y temporal, lo cual es de gran importancia en la búsqueda del manejo sostenible del agua subterránea en la región. Desde la perspectiva regional, los resultados de las mediciones con la red automatizada para la medición del nivel del agua y la CE, y los registros de CE no existen variaciones espaciales y temporales (periodos de lluvia y estiaje) significativas en los espesores de la interfase de AD y en el límite superior de la EIASa, con independencia de la recarga de agua subterránea directa o por la recarga en la zona sur de la región de estudio, lo cual probablemente se deba a las condiciones de karsticidad reflejadas en altas conductividades hidráulicas, trayectorias de flujo preferencial y bajos gradientes hidráulicos; además, bajo el lente de AD, la salinidad es variada (8 000-40 000 µS·cm^-1). Localmente, bajo la zona urbana de Mérida se estimó una disminución promedio del espesor de AD de 3 m en la temporada de estiaje con respecto a la de lluvias, esto aunado a que las direcciones de flujo subterráneo reflejan cambios principalmente bajo esta zona, que puede deberse a las continuas extracciones y recargas natural y artificial (planeada y no planeada). El arribo al área costera del agua subterránea infiltrada en la zona sur genera una dinámica interesante al presentarse un incremento y cambio en la dirección de flujo de la descarga natural en el periodo de estiaje. La respuesta del NF ante eventos de P es inmediata y genera fenómenos contrastantes en la IASa, donde ante un evento de P el incremento de la elevación del NF puede generar un incremento, decremento, o ninguno de los anteriores en la EIASa en las diferentes áreas de la región de estudio, lo cual demuestra una gran heterogeneidad, caracterizada por el ambiente kárstico de la región. Utilizando los valores de densidad medidos en muestra de agua se identificó que el principio de G-H no es válido para determinar el espesor de AD, condición similar a la identificada por ^{Moore et al. (1992)} y ^{Escolero et al. (2007)} en otras zonas de la PY. Por último, se recomienda que esta información sea complementada con investigaciones futuras que incluyan mayor detalle de la geología estructural de la región y un monitoreo de las interfases de AD, ASa y AS (lo cual requiere de estudios en pozos de monitoreo de mayor profundidad), que permitan evaluar el comportamiento de las interfases de agua ante fenómenos de precipitación y marea puntuales, e implementar la información para la calibración de un modelo numérico de flujo y densidad, que pueda ser aprovechado como una herramienta de gestión en la búsqueda de volúmenes óptimos de agua subterránea para ser aprovechados.