Introducción

La disolución de iones en el agua puede ser utilizada para mostrar los procesos que controlan la calidad del agua y son útiles para la evaluación de la relación entre la mineralogía de un acuífero y la composición química del agua subterránea (^{Appelo y Postma, 2005}). Múltiples autores dan testimonio de los procesos hidrogeoquímicos que pueden ocurrir en un acuífero (^{Hem, 1985}; ^{Stumm y Morgan, 1996}, ^{Domenico y Schwartz, 1997}). También existe un gran número de publicaciones que han complementado los principios teóricos sobre el uso de los isótopos estables ambientales ¹⁸O y ²H (p. ej., ^{Craig, 1961}; ^{McDowell, 1963}; ^{Gonfiantini, 1978}; ^{Fritz y Fontes, 1980}; ^{Hoefs, 1987}; ^{Gat y Gonfiantini, 1981}, ^{Kendall y McDonnell, 1998}).

La abundancia de los isótopos de oxígeno y de hidrógeno en el ciclo hidrológico, las concentraciones de iones mayores disueltos en agua y el conocimiento del marco hidrogeológico se utilizan de forma conjunta para conceptualizar y definir los patrones de flujo del agua subterránea, así como para identificar los principales mecanismos de recarga y descarga (p. ej. ^{Girmay et al., 2015}). Si se integra el concepto de conductividad hidráulica y el agua como agente geológico (^{Toth, 1999}) se pueden generar modelos conceptuales detallados de flujo de agua subterránea a escala de cuenca (^{Mádl-Szönyi and Toth, 2015}). Sin embargo, la conceptualización de sistemas acuíferos anisotrópicos y heterogéneos plantean un reto importante respecto a las investigaciones hidrológicas clásicas (^{Vallet et al., 2015}).

Un ejemplo de sistema anisotrópico y heterogéneo complejo de interés científico es el que define a la cuenca hidrográfica Actopan en Veracruz, la cual debido a su posición geográfica, características topográficas, climáticas y geológicas la convierten en un sistema donde se pueden aplicar y contrastar diversas técnicas hidrogeoquímicas con múltiples alcances, aportando conocimiento científico bajo un enfoque de cuenca hidrográfica y proporcionando conocimiento de impacto social debido a que en la zona los manantiales son la fuente más importante de agua para consumo humano. Específicamente dentro de la cuenca existe escasa investigación relacionada con la utilización de técnicas hidrogeoquímicas e isótopos ambientales, entre la que destacan los trabajos de ^{Salas-Ortega (2010)}, ^{Goldsmith et al. (2011)} y ^{Pérez-Quezadas et al. (2015)}.

El objetivo de esta investigación es utilizar la técnica de trazado a través de la pareja isotópica (¹⁸O, ²H) contenida en las moléculas de agua subterránea y superficial, los parámetros físicos (temperatura, conductividad eléctrica) medidos en campo y la concentración de iones mayores (Na⁺, K⁺, Ca²⁺, Mg²⁺, HCO₃ ^-, Cl^-, NO₃ ^-, SO₄ ^2-) disueltos en agua subterránea, como herramientas enfocadas a evidenciar origen y patrones de flujo de los componentes mayores existentes en el agua subterránea contenida en la cuenca hidrográfica Río Actopan. Los resultados permiten plantear un concepto hidrológico local que permitirá contrastar planes de manejo del agua subterránea.

Área de estudio

La cuenca hidrográfica Río Actopan se localiza en la parte central del estado de Veracruz, México (Figura 1). Su forma es alargada con una orientación noroeste a sureste (aproximadamente de 90 km de largo). Limita al este con el Golfo de México y al oeste con la Sierra Madre Oriental. El relieve topográfico es variable y se caracteriza por dos áreas principales: un sector inferior plano, situado a lo largo de la costa, y un sector más alto e inclinado, situado en las montañas de la Sierra Madre Oriental (^{Tejeda et al., 1989}). El clima varía de cálido húmedo en la planicie costera, a templado húmedo en la ciudad de Xalapa (Figura 1) con lluvias todo el año, y seco templado en la ciudad de Perote, situada en el borde oriental del altiplano (Figura 1). Los sistemas atmosféricos que afectan al área de estudio a escala regional incluyen las siguientes características: (a) Masas de aire polar que descienden desde Norteamérica en la estación fresca (noviembre a abril). Con la llegada del viento Norte se abate la temperatura (ligeramente en la planicie costera y marcadamente a medida que se asciende en la montaña) aumentando la humedad del ambiente; (b) Durante los meses de verano el clima está regido por la corriente húmeda y cálida de los vientos alisios del Atlántico Tropical, que en ocasiones acarrean tormentas tropicales (^{Jáuregui, 2004}).

Figura 1 Mapa geológico simplificado y sección transversal (A-A') de la cuenca Río Actopan, indicando la ubicación de los sitios de muestreo de agua subterránea durante la temporada seca 2007 y 2012. Modificado de ^{SGM (2007)}, ^{Morales-Barrera (2009)}, ^{SGM (2010)}, ^{Rodríguez et al. (2010)}, ^{SGM (2014)} y SGM (2016). En líneas color rosa se muestran las curvas equipotenciales generadas con datos piezométricos proporcionados por CONAGUA. Perpendiculares a estas, se plantean las direcciones del flujo de agua subterránea en el acuífero costero. 

El río Actopan nace en las faldas del volcán Cofre de Perote a 3,000 m s.n.m., sigue en dirección noreste a través de 21 km de terreno montañoso, posteriormente cambia su curso hacia el sureste, 15 km aguas abajo afluye por la margen izquierda el río Naolinco, al cual se le une por la margen izquierda el río Acatlán. En esta confluencia el colector cambia su nombre a río Actopan. Aguas abajo afluye por su margen izquierda el arroyo Chalcoya. El río Actopan sigue fluyendo hacia el este-sureste abasteciendo, 10 km abajo, a la zona agrícola de la planicie costera. Por la margen derecha descarga a 50 m s.n.m. el río Ídolos. El río Actopan discurre entre zonas de terrenos cultivados extendiendo su cauce; sigue rumbo al oriente y desemboca en el Golfo de México (^{Pereyra et al., 2010}) (Figura 1). En su trayecto los poblados y ciudades descargan sus aguas tratadas y no tratadas a este sistema.

Metodología

Se interpretó información geográfica, hidrológica e isotópica de 37 aprovechamientos correspondientes a una campaña de muestreo realizada por este grupo de investigación en el año 2007 (Tabla 1) cuyo objetivo fue realizar un reconocimiento fisicoquímico e isotópico en manantiales. Posteriormente se realizaron diversas campañas de exploración hidrogeológica dentro y fuera de los límites hidrográficos. Se seleccionaron 33 aprovechamientos de agua subterránea (pozos y manantiales) y 12 de ríos para su muestreo y análisis químico e isotópico, así como una muestra de agua de mar para análisis isotópico (Tablas 2, 3 y 4). La selección de aprovechamientos se fundamentó en la identificación de seis unidades hidrogeológicas principales. El agua de mar se muestreó para identificar una posible intrusión marina en la costa. La campaña de muestreo se llevó a cabo durante el mes de mayo del año 2012. Las muestras fueron recolectadas de acuerdo con las normas estandarizadas (^{Secretaría de Salubridad y Asistencia, 1994}) y se colectaron directamente de la descarga de los manantiales y pozos en operación con profundidades de construcción menor a 150 m.

Tabla 1 Resultados isotópicos y parámetros de campo correspondientes a muestras tomadas en manantiales durante la temporada seca 2007. CE: Conductividad eléctrica. 

Tabla 2 Localización y caracterización de manantiales muestreados durante la campaña 2012 por tipo formación geológica en la que afloran. 

Tabla 3 Resultados isotópicos, químicos y parámetros de campo correspondientes a muestras tomadas en manantiales durante la temporada seca 2012. 

CE: Conductividad eléctrica; L.D: límite de detección; L.C.: Límite de cuantificación; Rec. %: % de recuperación en patrones de referencia certificados; Control: % de recuperación en muestras de control del laboratorio; y (-): Eliminado por presentar balance de cargas > 10 %.

Tabla 4 Resultados isotópicos, químicos y parámetros de campo correspondientes a muestras tomadas en pozos y aguas superficiales durante la temporada seca 2012. M corresponde a agua de mar. 

CE: Conductividad eléctrica; L.D: límite de detección; L.C.: Límite de cuantificación; Rec. %: % de recuperación en patrones de referencia certificados; Control: % de recuperación en muestras de control del laboratorio; y (-): Eliminado por presentar balance de cargas > 10 %.

Se colectaron 500 ml de muestra en dos botellas de polietileno de la marca NALGENE^® con tapa de rosca (250 ml cada una), las cuales fueron previamente lavadas siguiendo el protocolo estándar, que consiste en remojarlas en HN0₃ al 10%, por 48 horas, después lavar con jabón Extran y enjuagados por triplicado con agua desionizada. Los envases se etiquetaron adecuadamente y se midieron los siguientes parámetros en campo: pH, conductividad eléctrica, sólidos disueltos totales (SDT), temperatura (T) y alcalinidad. Las muestras colectadas en las dos botellas se filtraron con membranas Millipore de 0.45 μm. La primera muestra se acidificó con HNO₃ ultrapuro para análisis químico de cationes, mientras que la segunda muestra se mantuvo sin acidificación para análisis de aniones. Las muestras se almacenaron y trasladaron al laboratorio en una hielera para mantenerlas a la temperatura adecuada y evitar con ello la propagación de microorganismos dentro de ellas y/o reacciones que pudieran ocurrir (^{CENAM, 1994}; ^{WRRC, 1995}).

Se calibraron los sensores de pH, conductividad eléctrica y de alcalinidad. El potenciómetro se calibró con soluciones buffer de pH 4, 7 y 10, el conductivímetro mediante una solución estándar de 1,000 μS/cm y las mediciones de alcalinidad se determinaron por titulación con un equipo de la ^{Hach Company (2006)}, el cual fue calibrado con blancos y una solución estándar de laboratorio.

El análisis químico de aniones (Cl^-, NO₃ ^-, SO₄ ^2-) se llevó a cabo mediante la técnica de cromatografía de iones (HPLC/IC), utilizando un equipo Dionex modelo 2500, calibrado con solución Thermo Dionex Seven Ions Estándar II, material de referencia High Purity IC-1 y de acuerdo con el método 300.1 (^{EPA, 1997}) del Laboratorio de Geoquímica Ambiental del Centro de Geociencias de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM), Campus Juriquilla. En las Tablas 3 y 4 se reporta el % de recuperación del material de referencia. Además de la lectura de blancos, las curvas de calibración fueron preparadas por duplicado con la solución Seven Ions y una muestra de control de laboratorio.

El análisis químico de cationes (Na⁺, K⁺, Ca²⁺ y Mg²⁺) se realizó mediante la técnica de Espectrometría de Emisión Óptica con Plasma Acoplado Inductivamente (ICP-OES) con un equipo Thermo Elemental modelo iCAP 6500 Duo, calibrado con el material de refe rencia estándar NIST 1643E, y aplicando el método 200.7 de la EPA (^{EPA, 1994}), durante los cuales también se leyeron blancos. El equipo está disponible en el Laboratorio de Geoquímica Ambiental del Centro de Geociencias de la UNAM, Campus Juriquilla.

La determinación de δ¹⁸O y δ²H en las muestras de agua se realizó utilizando un Gas Bench II acoplado a un espectrómetro de masas de isótopos estables Thermo Finnigan MAT 253 del Laboratorio de Isótopos Estables (LIE) del Instituto de Geología de la UNAM. Esta técnica está basada en el procedimiento de ^{Epstein y Mayeda (1953)} y actualizada para realizar la medida por el método de flujo continuo (^{Gehre et al., 2004}). Las muestras de agua fueron filtradas previamente, utilizando una membrana con un tamaño de poro de 0.2 µm; cada muestra se inyectó ocho veces, observando que el promedio de estos resultados se encontrara dentro de los límites internacionales marcados por el Organismo Internacional de Energía Atómica, OIEA, siendo de 0.2 ‰ para ¹⁸O y 2.0 ‰ para ²H. Adicionalmente y con el fin de estimar la precisión y exactitud de la medida del conjunto de muestras se inyectó entre cada 6 muestras un estándar. Los resultados de δ¹⁸O y δ²H fueron normalizados en la escala VSMOW y SLAP, respectivamente, de acuerdo con ^{Coplen (1988)}.

Resultados e interpretación

Parámetros físicos del agua determinados en campo

En los manantiales, un valor mínimo de temperatura de 13 °C fue medido en el sitio V6, situado a 3,000 m s.n.m, mientras que un valor máximo de 39.5 °C fue registrado en el sitio V28, localizado a una elevación de 195 m s.n.m. (Figura 1, Tabla 3).. La temperatura registrada en los pozos osciló entre 25 °C y 28.6 °C (Tabla 1), mientras que las temperaturas mínima y máxima registradas en aguas superficiales fueron de 14 °C en el sitio V41, localizado a 2,563 m s.n.m., y 32.5 °C en el sitio V46, ubicado a 175 m s.n.m., respectivamente (Tabla 4).

La temperatura media anual (TMA) a 3,100 m s.n.m. es de 9.6 °C, a 1,400 m s.n.m. es de 18.3 °C y a nivel de mar es de 25.6 °C (^{Hernández-López, 2012}). De acuerdo con la Figura 2, se pueden clasificar a los manantiales V30 y V28 como termales debido a que T_agua > TMA + 4 °C, característica de flujo profundo, y el resto como normales debido a que TMA ≤ T_agua ≤ TMA + 4 °C (^{Schoeller, 1962}); característica de flujos de carácter local o subsuperficial.

Figura 2 Temperaturas medidas en agua subterránea durante las campañas de muestreo de 2007 y 2012, comparadas con la línea de tendencia generada por la temperatura media anual (TMA). Se plantean dos líneas auxiliares que representan la posible variación de la temperatura del agua subterránea registrada entre los primeros 10 a 20 m de acuerdo con ^{Domenico y Schwartz (1997)} y la clasificación de agua termal con base en T_agua > TMA + 4 °C de acuerdo con ^{Schoeller (1962)}. 

El registro de la conductividad eléctrica específica más baja se obtuvo en la muestra del manantial R12 (Tabla 1), con un valor de 55 μS/cm, y la mayor de 2,000 μS/cm en el manantial termal V28 (Tabla 3). En los pozos la conductividad varía de 142 μS/cm en el sitio V19 a 890 μS/cm en V36 (Tabla 4); este último es un pozo con una distancia menor a 1,000 m al río Actopan y 2,000 m de distancia al mar. La conductividad eléctrica menor en agua superficial se registró en la muestra V43 con 45 μS/cm (Tabla 4), y la más alta en la muestra V44 con 555 μS/cm (Tabla 1). El patrón que sigue la conductividad permite plantear una diferencia importante en el proceso de mineralización del agua.

Iones mayores del agua

De un total de 44 análisis de iones mayores, el 68 % presentan balance de carga iónica ≤ 10 %, lo cual corresponde a muestras de agua de 13 manantiales, 9 pozos y 8 ríos (Tablas 3 y 4). Los balances de carga mayores que 10 % podrían estar afectados por errores analíticos en la determinación de la concentración o a especies iónicas que tienen niveles significativos de concentración y no se incluyeron en el análisis de las muestras (^{Freeze y Cherry, 1979}). Son admisibles balances de carga de 30 % para conductividades eléctricas alrededor de 50 μS/cm, 10 % para 200 μS/cm, 8 % para 500 μS/cm y 4 % para >2,000 μS/cm (^{Custodio y Llamas, 2001}); por tal motivo en el diagrama de Piper (^{Back, 1961}), se clasifican solamente las aguas subterráneas de manantiales y pozos con balance de cargas ≤10 % (Figura 3). Se aprecia la existencia de cuatro facies hidrogeoquímicas del agua subterránea. El 86 % corresponde a la facie HCO₃ (en los sitios V15 y V36 el NO₃ ^- y Cl^- como segundo anión dominante), dos sitios corresponden a la facies SO₄-HCO₃ (V28, V30) y en el sitio V22 domina la facie NO₃-HCO₃-Cl-SO₄. De acuerdo con los cationes, 15 sitios son de tipo Ca-Mg, tres Ca-Na, tres Na-Ca y uno Na-Mg (Figura 3).

Figura 3 Diagrama de Piper que muestra la clasificación hidrogeoquímica de muestras de agua de manantiales y pozos con balance de carga ≤ 10%. Las elipses encierran tres diferentes familias Ca-HCO₃, Ca-Mg-SO₄-HCO₃ y Mixta. También se aprecia una muestra con características Na-HCO₃. 

En los manantiales cercanos a los límites de cuenca, en la parte NW, con altitudes superiores a los 2,000 m s.n.m, el contenido promedio de sólidos disueltos totales (SDT) es de 100 mg/L mientras que el medido en las partes intermedias y bajas mostró valores mayores a 500 mg/L. La concentración de Cl^- en manantiales presenta valores desde 1.2 mg/L en las partes altas hasta 48 mg/L en el sitio V28 y 143 mg/L en el sitio V36, mientras que la concentración del anión NO₃ ^- varía desde 0.2 mg/L hasta 132 mg/L (Tabla 3). Prácticamente todos los pozos (excepto V19) y 12 manantiales presentan un contenido de NO₃ ^- ≥ 10 mg/L, característica que resulta del impacto de actividades antrópicas. La relación iónica SO₄/Cl y la concentración de NO₃ ^- (meq/L) plantean la existencia de fuentes que aumentan la concentración de SO₄ ^2- y NO₃ ^- presentes en la mayoría de aprovechamientos (Figura 4).

Figura 4 Relación entre la concentración de NO₃ ^- (meq/L) frente a la relación iónica SO₄/Cl (meq/L) en los manantiales y pozos con balance de carga ≤ 10%. 

Isótopos estables del agua: ¹⁸O y ²H

Las relaciones isotópicas de ¹⁸O/¹⁶O, expresadas en desviación en ‰ respecto al patrón VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water), δ¹⁸O, obtenidas en muestras colectadas en 38 manantiales en el año 2007, presentan un rango de variación desde -8.9 ‰ hasta -6.8 ‰, es decir 2.1 ‰ de diferencia (Tabla 1). Las obtenidas en manantiales variaron desde -9.5 ‰ (a una cota de 2,309 m s.n.m.) hasta -7.8 ‰ (en la cota 112 m s.n.m) (Tabla 3). En el caso de pozos varían desde -7.5 hasta -5.6 ‰ y las obtenidas en agua superficial variaron desde -9.3 ‰ en la parte más alta de la cuenca hasta -5.2 ‰ en la parte más baja de la misma (Tabla 4); es decir el rango de variación es aproximadamente el doble (4 ‰) con respecto a los valores del agua subterránea, lo cual refleja procesos de fraccionamiento con diferente intensidad. En el año 2012 se repitió el muestreo para análisis isotópico de siete manantiales (V8, V15, V18, V20, V21, V22 y V28), incluidos en la campaña de 2007 y se midieron prácticamente los mismos valores de δ¹⁸O y δ²H, de acuerdo con la incertidumbre analítica (Tablas 1 y 3).

La Figura 5 muestra una comparación entre la Línea Mundial de las Aguas Meteóricas (LMAM) (^{Craig, 1961}), la Línea Local de las Aguas Meteóricas (LLAM) (^{Pérez-Quezadas et al., 2015}) y los datos isotópicos correspondientes a manantiales, pozos, aguas superficiales y agua de mar del Golfo de México. Se observa que todos los resultados de agua continental se encuentran en la tendencia de la LLAM (dentro del rango de variación del exceso de deuterio (d_ex) en lluvia, entre 17.4 ‰ y 7.0 ‰) y por consecuencia dentro de la LMAM, lo que sugiere que su origen es meteórico y que las aguas no han sufrido algún proceso de fraccionamiento importante que haya modificado su composición isotópica desde la precipitación hasta formar el agua subterránea.

Figura 5 Comparación isotópica entre diferentes aprovechamientos con respecto a la Línea Mundial de las Aguas Meteóricas (LMAM; ^{Craig, 1961}) y la Línea Local de las Aguas Meteóricas (LLAM; ^{Pérez-Quezadas et al., 2015}). 

Características isotópicas del agua superficial

El sitio V50 recoge agua superficial de la parte norte y noroeste de la cuenca, de elevaciones superiores a 2,000 m s.n.m. Los sitios V47 y V40 (aguas abajo) reciben escurrimiento proveniente de la ciudad de Xalapa, la cual consume 1,750 L/s, de los cuales poco más de 1,000 L/s son conducidos desde la presa Huitzilapan localizada a 2,000 m s.n.m. (^{PRONACOSE, 2016}). Es probable que la firma isotópica dominante (Figura 6) que presentan los dos sitos corresponda al agua recargada en aquellas elevaciones, empobrecida en isótopos estables con respecto a la LMAM. De igual forma, el sitio V44, localizado a 5 km de distancia al mar, corresponde al río Actopan, el cual recoge agua escurrida en toda la cuenca. Su firma isotópica dominante presenta características de agua que no precipitó localmente, sino de alturas mayores a su posición geográfica (Figura 6).

Figura 6 Firma isotópica registrada en agua superficial de 12 sitios de la cuenca Río Actopan, comparada contra el gradiente isotópico del agua meteórica (línea recta) (^{Pérez-Quezadas et al., 2015}). En el mapa se muestra la localización de los sitios de colecta. 

Características isotópicas del agua subterránea

En la Figura 7 se compara la firma isotópica del agua subterránea contra el gradiente isotópico. Se plantean tres grupos que corresponden a (1) agua subterránea originada por eventos de lluvia enriquecida en isótopos estables, (2) agua recargada en la temporada de lluvias y (3) agua recargada a cotas topográficas mayores a su cota de descarga. Esta observación permite identificar la existencia de una componente de flujo subterráneo que se origina a cotas topográficas superiores, con diferencias de altitud entre recarga y descarga mayores a 500 m.

Figura 7 Firma isotópica (δ¹⁸O) registrada en manantiales y pozos, comparada contra el gradiente isotópico del agua meteórica (línea recta), según ^{Pérez-Quezadas et al. (2015)}. 

Para el caso de los pozos se observa la existencia de dos grupos: en algunos casos se extrae agua propia de la temporada de lluvia y en el otro grupo, se capta agua con firma isotópica originada a mayor cota topográfica que la cota del brocal, particularmente en los puntos de agua localizados en la planicie costera, es decir, en zona de riego intenso.

En resumen, las Figuras 6 y 7 muestran la respuesta de las aguas superficiales y subterráneas a las variaciones estacionales en la composición isotópica de la precipitación. Este comportamiento se manifiesta tanto en el escurrimiento en ríos como en manantiales y pozos, el cual podría ser de horas o días en las fuentes superficiales y de días, meses o años en los manantiales y pozos (^{Mook, 2002}).

Discusión

Al final de la temporada seca del año 2007 llevamos a cabo una campaña de muestro de puntos de agua para análisis isotópico (δ¹⁸O y δ²H) y medición de parámetros de campo (geoposicionamiento, temperatura, conductividad eléctrica y pH) únicamente en manantiales. Las cotas topográficas registradas de los 37 sitios de descarga estuvieron comprendidas entre los 1,550 y los 131 m s.n.m. (Tabla 1). Los resultados preliminares se asociaron con agua recargada localmente, lo que ^{Goldsmith, et al. (2011)} relacionaron con las variaciones climáticas anuales.

A nivel de cuenca hidrográfica, en este caso la que conforma el río Actopan, se calculó en el año 2012 que a 3,100 m s.n.m. la temperatura de flujos locales podría aumentar hasta unos 10.8 °C; a 1,400 m s.n.m. hasta unos 20.3 °C, y a nivel de mar, hasta 27.6 °C, debido a que la temperatura del agua registrada entre los primeros 10 a 20 m de profundidad suele variar entre 1 y 2 °C con respecto a la TMA local y en función de las variaciones estacionales (^{Domenico y Schwartz, 1997}). Durante los meses de mayo y junio, a 3,100 m s.n.m., la TMA es de 11.5 °C y la amplitud térmica de 3.9 °C, para Xalapa 20.9 °C y una amplitud térmica de 6.4 °C, la TMA para la costa es de 28.1 °C y amplitud térmica de 6.2 °C (^{Hernández-López, 2012}). Debido a lo anterior, en la Figura 2 se plantea la existencia de un aporte termal, siendo mayoritario en el sitio V28 y en menor medida en el sitio V30.

^{González-García y Olguín-Quiñones (1992)} reportan que el gradiente geotérmico para la cuenca de Burgos es de 26 °C/km, para la cuenca Tampico Misantla de 25 a 30 °C/km y para la cuenca de Veracruz de 20 a 24 °C/km, siendo éstas prácticamente zonas no geotérmicas ó hidrotermales. Una línea de flujo que pudiera representar a la descarga en el manantial V28 bajo un gradiente geotérmico de 20 °C/km debió recorrer una profundidad ligeramente inferior a 1,000 m para poder alcanzar la temperatura de 38.5 °C. Para un gradiente de 30 °C/km sólo debió alcanzar algo menos de 500 m de profundidad. Regularmente un manantial se presenta en la intersección entre el nivel freático y nivel topográfico y es una mezcla de dos o más líneas de flujo, por lo que la temperatura registrada indica que la mezcla presenta características de agua que circuló entre 500 m y 1,000 m de profundidad entre cota de recarga y descarga. Esta característica sugiere la presencia de una componente de flujo profundo (^{Custodio y Llamas, 2001}), que debió infiltrase a altitudes aproximadas de 1,000 m s.n.m donde la precipitación también es superior a 1,000 mm/año.

Los aprovechamientos con temperatura y conductividad eléctrica bajas corresponden a descargas de agua relacionadas con flujos locales, de circulación rápida, asociados con acuíferos colgados. Esta situación indica que se trata de agua que permaneció poco tiempo en contacto con la roca y el gradiente geotérmico no provocó un aumento considerable de la temperatura del agua. Parte de esa agua podría estar recargando al acuífero calizo, que al parecer presenta una extensión regional. Los manantiales V28 y V30 descargan en el contacto entre el travertino y la caliza a una altura aproximada de 200 m s.n.m. lo que sugiere disolución de caliza que aumenta la conductividad eléctrica. Probablemente estos manantiales son las últimas manifestaciones termales que dieron origen al travertino debido al gradiente geotérmico local y disolución de caliza por el CO₂ añadido, ya que sobre la caliza no se depositó SiO₂ (asociado a fuertes gradientes geotérmicos) sino travertino.

En el caso de los pozos con una conductividad más elevada (mayor que 500 μS/cm) y temperatura cercana a la TMA local, se plantea la posibilidad de la existencia de una componente de origen antrópico que de acuerdo con las concentraciones de iones con balance de carga ≤ 10 % conforman cuatro facies hidrogeoquímicas. El agua de tipo Ca-HCO₃ se asocia con manantiales localizados en las partes altas, en lava del CVMX y toba andesítica, y con pozos localizados en el relleno granular de la planicie costera, formando parte de la recarga al acuífero calizo que evoluciona a la facie Ca-Mg-SO₄-HCO₃. Esta última es característica de agua que interaccionó con calcita y dolomita, debido a su alto porcentaje de magnesio, probablemente en dolomías que subyacen a la caliza, lo que hace suponer la existencia de un flujo intermedio (^{Toth, 1999}).

En los pozos aparecen Na⁺ y Mg²⁺ en proporciones significativas, lo que se podría asociar con intercambio iónico Ca⁺²-Na⁺ en el material arcilloso o con la interacción con fuentes antrópicas debido a que se encuentra en la facie mixta. El aumento gradual en el contenido de Cl^-, desde 10 mg/L hasta 48 mg/L, en muestras con bajo contenido de NO₃ ^-, podría fortalecer la idea de una componente de flujo intermedio interceptada en la roca caliza. También se observan a través de la relación iónica SO₄/Cl valores hasta dos órdenes de magnitud mayores a 0.11. Según ^{Custodio y Llamas (2001)}, valores entre 0.2 y 0.4 son característicos de agua continental; mientras que valores de 0.11 son asociados con agua marina, fuentes de SO₄ ^-2 regularmente relacionadas con flujo profundo, disolución de yeso o anhidrita y antrópicas como la agricultura y riego con agua superficial con contenidos importantes de este ión, tal es el caso del sitio V28 donde el contenido de SO₄ ^-2 alcanza los 721 mg/L.

De acuerdo con las Normales Climatológicas del Servicio Meteorológico Nacional, (^{SMN, 2016}), para la región que comprende la zona de estudio, la precipitación es mayor a 1,000 mm/año y en temporada de seca la precipitación se encuentra entre 200 y 300 mm. Los resultados isotópicos de agua superficial comparados con el gradiente isotópico (δ¹⁸O = -2.1 (Z km) - 5.56, donde Z corresponde a la altitud; ^{Pérez-Quezadas et al., 2015}) plantean que por los sitios V41, V43, V39 y V42, localizados a cota topográfica mayor a 900 m s.n.m., escurre agua enriquecida en isótopos estables con respecto al gradiente isotópico. La firma isotópica podría corresponder a eventos de precipitación/escorrentía propia de la temporada seca que origina agua más enriquecida en isótopos estables que la que se presenta en temporada de lluvia (^{WISER, 2015}).

La firma isotópica de los manantiales refleja en la mayoría de los casos una cota de recarga próxima, implicando líneas de flujo someras y de circulación rápida, lo que es consistente con los elevados gradientes piezométricos de las zonas alta e intermedia de la cuenca Río Actopan. El agua termal no presenta indicios de intercambio isotópico líquido-vapor o con los minerales de las rocas debido a que no existe desplazamiento isotópico (enriquecimiento) de δ¹⁸O, descartando un origen geotérmico o hidrotermal y fortaleciendo su origen meteórico a cotas topográficas mayores que su cota de descarga.

En el caso de las aguas subterráneas captadas en pozos situados en la planicie costera se observa que los valores isotópicos son más empobrecidos que los esperados a esa cota, lo que confirma que su recarga deriva o bien de la infiltración de los ríos o de componentes de flujo originadas a cotas más elevadas (Figura 7).

Conclusiones

Dentro de la cuenca hidrográfica Río Actopan, localizada en la parte central del Estado de Veracruz, Golfo de México, se identifica puntualmente un aporte de agua subterránea termal que como mínimo circuló a 500 m de profundidad posterior a la recarga.

El agua de tipo Ca-HCO₃, correspondiente a circulación somera, evoluciona a facie mixta, característica de agua que interaccionó con fuentes antrópicas.

La recarga al acuífero calizo de agua de lluvia local y la originada a mayor cota topográfica evoluciona a facie Ca-Mg-SO₄-HCO₃, característica de agua que interaccionó con dolomía, la cual subyace a la caliza.

La relación iónica SO₄/Cl mayor que 0.4 se asocia a fuentes de yeso que pudieran estar presentes entre la caliza y caliza-dolomía.

La concentración de NO₃ ^- permite identificar 12 manantiales situados en los límites urbanos, además de siete pozos que descargan agua de origen meteórico mezclada con componente de origen antrópico, lo que indica la rápida respuesta del medio a la recarga característica del medio granular y lavas del CVMX.

El agua descargada a través de manantiales, pozos y ríos sigue la tendencia de la Línea Mundial de Aguas Meteóricas y la Línea Local de Aguas Meteóricas, indicando agua de origen meteórico que no ha sufrido procesos importantes de fraccionamiento isotópico posteriores a la precipitación. De acuerdo con el gradiente isotópico, se observan tres grupos de agua: (1) agua descargando a través de manantiales y agua superficial en ríos enriquecidas isotópicamente, relacionadas con la precipitación en temporada seca; (2) agua de manantiales, pozos y superficial alineadas al gradiente; recargadas con agua en temporada de lluvia; y (3) agua de manantiales, pozos y agua superficial recargada a cotas ligeramente mayores a su cota teórica de recarga, lo que implica un flujo profundo y agua superficial recargando la planicie costera y descargando a través de pozos.

Los isótopos ambientales son consistentes con los parámetros fisicoquímicos e iones mayores en relación al origen meteórico contemporáneo del agua subterránea y sus posteriores procesos de circulación profunda, mezcla de agua ocurrida a diferentes altitudes e interacción antrópica. Por lo anterior, el modelo conceptual queda descrito como un sistema dominado por la presencia de flujos subterráneos someros y circulación rápida, con cortas distancias entre la recarga y la descarga, y en muchos casos mostrando contaminación de las aguas (fundamentalmente indicada por la concentración del ion NO₃ ^-) en las zonas próximas a las áreas urbanas. Sin embargo, se ha puesto de manifiesto la presencia de flujo profundo a través de un componente termal descargando en manantiales localizados en la parte media/baja de la cuenca con cotas entre recarga/descarga mayores a 500 m de diferencia.

Se contrastaron diversas técnicas hidrogeoquímicas con múltiples alcances; aportando conocimiento científico sobre su aplicación en sistemas heterogéneos complejos, profundizando en el funcionamiento hidrológico local bajo un enfoque de cuenca hidrográfica y aportando a las inquietudes sociales.