Introducción

Las marismas constituyen uno de los principales humedales costeros que se desarrollan en áreas litorales de latitudes medias a bajas (Chapman, 1960). Estos humedales son en particular áreas muy sensibles a los cambios hidrológicos, ya sean de origen natural, asociados a las variaciones del nivel del mar por efecto del cambio climático durante el Holoceno, o a aquellos debidos a la acción antrópica (Brinson & Malvarez, 2002, Carol et al., 2017).

Los patrones y variaciones en el flujo del agua subterránea en los ambientes de marismas están controlados por las fluctuaciones de las mareas, el balance hídrico local (precipitaciones – evapotranspiración), la descarga de agua subterránea desde sectores más elevados, así como también por las características geológicas y geomorfológicas (Wilson & Morris, 2012). La posición topográfica condiciona el alcance de los flujos mareales, por lo cual los sectores más bajos de las marismas son inundados recurrentemente, mientras que los más elevados sólo son alcanzados por las mareas de sicigia y pleamares extraordinarias (Brinson, 1989). Por otro lado, la textura de los suelos condiciona la hidrodinámica y la interacción entre los flujos de agua mareales y los subterráneos (Carol et al., 2009). Dicha interacción juega un rol clave en la regulación de procesos geoquímicos y en la definición de las características ambientales de estos humedales (Carol et al., 2013).

El humedal del arroyo Jabalí forma parte de la Reserva Natural Provincial de Uso Múltiple Bahía San Blas, ubicada al sudeste de la provincia de Buenos Aires, Argentina (Fig. 1). Desde el punto de vista climático, corresponde a un clima BWk, semiárido, con precipitaciones del orden de los 300 mm, con veranos calurosos e inviernos fríos y una temperatura media anual inferior a los 18ºC (Fucks et al., 2012). El “arroyo Jabalí” es en realidad un canal de marea, por lo que en este trabajo se lo denominará “canal Jabalí”. Dicho canal está limitado al oeste por cordones litorales (Fucks et al., 2012), depositados durante el Pleistoceno, a los que se asocian antiguas llanuras intermareales, y al este por cordones litorales Holocenos sobre los que se desarrollan dunas y mantos eólicos (Fig. 1). Este canal, se conecta en su extremo norte al canal San Blas y hacia el sector sur intercepta otro canal de marea, llamado comúnmente “arroyo Walker” (Fig. 1). El régimen de mareas presenta un rango medio de 1,62 m (Servicio de Hidrografía Naval, 2019), aunque esta amplitud puede ser mayor producto de los fuertes vientos, variando a causa de esto entre un régimen micromareal-mesomareal. Asociados a los canales de marea, se reconocen ambientes de marisma, que presentan una clara zonificación vegetal representada por Spartina alterniflora en el sector más bajo y por Limonium brasilense, Sarcocornia perennis y, en ocasiones, Spartina densiflora en el sector más elevado (Isacch et al., 2006).

El objetivo del trabajo es analizar los principales procesos geohidroloógicos que regulan la química del agua superficial y subterránea del área de marisma vinculada al canal Jabalí y su relación con las características geomorfológicas y pedológicas del humedal.

Figura 1.
Ubicación del área de estudio, mapa geomorfológico y ubicación de las transectas de muestreo (indicadas en líneas amarillas)

Materiales y métodos

La geomorfología del área se definió en base a la interpretación de imágenes satelitales obtenidas de Google Earth, modelos de elevación digital ASTER GDEM (resolución de 41 metros) y relevamientos de campo. Una vez definidas las unidades geomorfológicas, se diseñó la red de monitoreo que comprende puntos de muestreos de agua superficial y subterránea y la realización de calicatas para la descripción de suelos en tres transectas perpendiculares al canal Jabalí ubicadas desde la desembocadura hasta el sector más alejado y abarcando las distintas unidades geomorfológicas reconocidas. Las muestras superficiales de agua de mar se tomaron directamente del canal Jabalí y las de agua subterránea de pozos someros realizados para este estudio. En total se realizaron 14 freatímetros, los que se construyeron con barreno manual a una profundidad cercana a 2 m. Los pozos fueron entubados con caños de PVC de 63 mm de diámetro con filtro ranurado y prefiltro de grava. Cada punto de muestreo fue nivelado con GPS diferencial para reconstruir la topografía y calcular la altura del nivel freático. En cada punto de muestreo se midió in situ con un equipo multiparamétrico el pH, la conductividad eléctrica, la temperatura y el oxígeno disuelto del agua. Además, se determinó en los laboratorios del Instituto Patagónico para el Estudio de Ecosistemas Continentales (IPEEC-CENPAT) y del Centro de Investigaciones Geológicas (CIG), la concentración de iones mayoritarios (CO3-2, HCO3-, Cl-, SO4-2, NO3-, Ca+2, Mg+2, Na+ y K+), siguiendo la metodología estandarizada APHA (1998). Los datos obtenidos fueron procesados con el software Diagrammes (Simler, 2009).

En cada sector estudiado se efectuaron también calicatas para la descripción de los perfiles del suelo (Schoeneberger et al.,2012). El color se determinó con la carta de colores Munsell®. La morfología de los rasgos redoximórficos fue descripta según Vepraskas et al. (1994). La textura fue estimada al tacto (Ritchey et al., 2015).

Resultados

La planicie intermareal sobre la que se desarrolla el humedal está compuesta por unidades geomorfológicas menores dentro de las cuales se diferencian cordones de playa gravosos, barras arenosas y planicies fangosas (Fig. 2). Los cordones de grava se reconocieron en la margen este de la boca del canal Jabalí mientras que los depósitos de arena tienen una expresión más notoria en el sector medio y distal a la boca del canal. Por su parte, los depósitos de planicie fangosa tienen una distribución más regional y fueron claramente reconocidos en el sector más alejado de la boca como, por ejemplo, el sector oeste de la transecta 3 (Fig. 1).

La marisma se diferencia a partir de su posición topográfica y la vegetación en dos unidades fisiográficas: una marisma alta donde domina Spartina densiflora y otras especies y una marisma baja donde, si hay vegetación, domina Spartina alterniflora(Fig. 2).

Figura 2.
Posiciones fisiográficas de la marisma asociadas a la planicie de marea del canal Jabalí

Los suelos asociados a la marisma presentan poco desarrollo, por lo que son clasificados a nivel de Orden como Entisoles (Fig. 3). En la marisma alta, predominaron los colores que van desde castaño grisáceo muy oscuro hasta gris castaño claro (matiz 10YR con luminosidad e intensidad de 3/2 a 6/2, respectivamente) y los rasgos redoximórficos como moteados pardo-rojizos y negros, a veces asociados a raíces (rizoconcreciones), evidenciando zonas de concentraciones redox. En cambio, en la marisma baja las coloraciones gris oliva oscuro a gris claro (matiz 5Y 3/2 a 2,5Y 7/2) fueron más comunes, siendo características del proceso de gleyzación, es decir, zonas de empobrecimiento redox con luminosidad ≥4 e intensidad ≤ 2. En los perfiles de los pozos MSB-5 y MSB-20 (transecta 1), MSB-10 y MSB-12 (transecta 2), y MSB-30 y MSB-29 (transecta 3), se observaron precipitados salinos en superficie (horizontes Az; Fig. 3). En todas las muestras también se evidenció la presencia de carbonatos mediante reacción con ácido clorhídrico.

Figura 3.
Esquemas de los perfiles de cada transecta con calicatas (tramos más anchos) y perforaciones (tramos más angostos)

En cuanto a la textura de los suelos, se encuentran diferencias en los perfiles dentro y entre las transectas. En las proximidades de la boca del canal (transecta 1, Fig. 3a) los perfiles de suelos en la margen oeste, asociados tanto a ambientes de marismas baja como alta, poseen una textura franco arenosa a arcillosa. Mientras que, en los perfiles en la margen este, si bien son depósitos de gravas, en la marisma baja la textura de la matriz (fracción de tierra fina) es arcillosa y en la marisma alta es arenosa. En la transecta 2 (Fig. 3b) los suelos de la marisma alta presentan una clase textural franco arenosa, la cual al oeste del canal aumenta en contenido de arcilla y conchilla. No obstante, en la marisma baja domina la textura arenosa con conchilla, presentando horizontes superficiales más arcillosos en la margen este. Por último, la transecta 3 (Fig. 3c) muestra abundancia de sedimentos franco limosos y franco limo-arcillosos hacia el oeste, en cambio, en el margen opuesto los perfiles son exclusivamente arenosos.

El agua en el canal Jabalí registra valores de conductividad eléctrica (CE) entre 49,5 y 71,6 mS/cm y pH medios de 8,1. Todas las muestras de agua en el canal Jabalí son de tipo cloruradas sódicas (Fig. 4) con un contenido de cloruro entre 18072 y 29381 mg/L y de Sodio entre 9300 y 14750 mg/L, registrándose las mayores concentraciones en estos iones en la muestra más alejada a la boca del canal (MSB 30 sup).

Figura 4.
Composiciones iónicas de las muestras de agua superficial y subterránea mediante los diagramas de Stiff

Por su parte, la CE en el agua subterránea en la marisma registra importantes variaciones con valores entre 26,8 y 98,3 mS/cm, correspondiendo las mayores salinidades a las muestras del sector de marisma alta. En relación con el pH no se observan variaciones importantes siendo ligeramente inferior al del agua de mar con un valor medio de 7,5. Al igual que para el agua del canal, la clasificación iónica de todas las muestras de agua subterránea es de tipo clorurada sódica. Los contenidos de Cl- varían entre 8594 y 41.001 mg/L, con un valor medio de 23.111 mg/L para la marisma baja y de 28.306 mg/L para la marisma alta. En cuanto al Sodio, la concentración varía entre 3200 y 22.000 mg/L registrando un valor medio de 11.885 mg/L para la marisma baja y de 15.100 mg/L para la marisma alta.

Figura 5.
Relaciones iónicas e índices de saturación (IS)

El análisis de las relaciones iónicas muestra que existe una fuerte correlación entre Na⁺ y Cl^-, siendo la relación Na⁺/Cl^- de 0,8 en las muestras del canal Jabalí y la marisma baja (a excepción de una muestra de la marisma baja con 0,6), observándose en las muestras de la marisma alta valores más elevados cercanos a 1, presentando todas las muestras valores sub saturados en el índice de saturación en halita (Figs. 5a, b y c). El Ca²⁺ tiende a aumentar conforme aumenta el SO₄^2-, sin embargo, no se observa una tendencia clara en la relación Ca²⁺/SO4^2-, registrándose en las muestras valores de índice de saturación en yeso sub saturados a excepción de dos muestras de la marisma alta y una del canal Jabalí, todas ellas ubicadas en el tramo más alejado a la boca del canal (Figs. 5d, e, f). Por su parte, las relaciones entre Ca²⁺ y CO₃^2- + HCO₃^- no registran tendencias entre los distintos grupos de muestras analizados caracterizándose por presentar las muestras del canal Jabalí y gran parte de las de la marisma baja valores sub saturados en calcita. Por su parte, las muestras de la marisma alta están mayormente sobre saturadas en calcita, así como también la muestra de agua del canal Jabalí más alejada a la boca (Figs. 5g, h, i).Las relaciones entre Mg²⁺ y CO₃^2- + HCO₃^- tampoco registran tendencias entre los distintos grupos de muestras analizados, registrándose que la relación Mg²⁺ /CO₃^2- + HCO₃^- tiende a decrecer a medida que aumentan las concentraciones CO₃^2- + HCO₃^-, apreciándose además que todas las muestras están sobre saturadas respecto de dolomita (Figs. 5j, k, l).

Discusión

Los resultados obtenidos muestran que tanto la química del agua del canal Jabalí como la subterránea de la marisma es dominantemente clorurada sódica, característica dada porque el humedal, al no tener aportes fluviales, solamente recibe los procedentes del flujo mareal. Los flujos mareales que ingresan por la boca del canal con un régimen micro–meso mareal se propagan hacia el sur registrando en la boca y tramo medio contenidos salinos similares, los cuales tienden a aumentar en los sectores más distales. Estos flujos mareales inundan periódicamente a la marisma baja, presentando esta zona de la marisma agua subterránea muy similar a la del canal Jabalí, tal como se observa en las relaciones iónicas, principalmente en la Na⁺/Cl^-, donde tanto en la marisma baja como en el canal los valores son cercanos a 0,8, típicos del agua de mar (Marimuthu et al., 2005). Por su parte, la marisma alta sólo es inundada en pleamares de sicigia o extraordinarias registrándose en ella los mayores contenidos salinos. Estas mayores salinidades se asociarían a la disolución de sales precipitadas en la superficie de los suelos (horizontes Az), las cuales se forman por evaporación parcial o total del agua de mar, proceso muy frecuente en ambientes naturales de este tipo en las regiones semiáridas y áridas (Boettinger & Richardson, 2001, Herrero & Castañeda, 2015; Alvarez et al., 2016). En relación a esto, la textura de los suelos juega un papel de relevancia, ya que, en aquellos sectores de marisma alta con dominancia en superficie de suelos con texturas finas, el agua mareal no infiltra fácilmente acumulándose en superficie. El clima semiárido a árido que caracteriza el área de estudio favorece la evaporación del agua mareal dando lugar a la formación de sales evaporíticas tales como yeso y halita. Nótese que en relación al yeso las muestras de agua del canal y de la marisma alta con suelos arcillo limosos, en los sectores más alejados a la boca del canal, registraron valores sobre saturados lo que indicaría que esta sal podría formarse. Sin embargo, la disolución e incorporación al agua subterránea de los iones Ca²⁺ y SO₄^2- no es un proceso que quede claramente evidenciado en la relación Ca²⁺/SO₄^2-, razón por la cual es de esperar que estos iones intervengan en otros procesos geoquímicos tal como se explicará posteriormente. Respecto a la halita, si bien todas las muestras registraron valores sub saturados, la tendencia a valores cercanos a 1 en la relación Na⁺/Cl^- estaría indicando procesos de disolución de este mineral (Cellone et al., 2019). En este sentido, el aumento del contenido salino, tanto transversal al canal desde la marisma baja a la alta, como a lo largo del canal en el agua superficial, estarían indicando procesos de evaporación del agua y precipitación de sales que se re disuelven e incorporan tanto al agua superficial del canal como a la subterránea de la marisma con la siguiente inundación mareal. Dado que en la parte más distal el agua de mar cubre esta zona con una película poco profunda con un periodo de inundación menor, es de esperarse que la evaporación y precipitación de sales esté favorecida.

La precipitación de carbonatos constituye también otro proceso que condicionaría la química del agua y diferenciaría a las muestras de agua subterránea de las del canal Jabalí. Las muestras de agua subterránea muestran contenidos de CO₃^2- + HCO₃^- levemente mayores a los de las muestras del canal y valores sobre saturados en calcita y dolomita. Estos minerales de baja solubilidad se formarían por saturación, producto de evaporación, conduciendo a la formación de los carbonatos determinados en los suelos de la marisma mediante reacción de ácido clorhídrico. Si bien estos minerales también pueden formarse por aumento del pH (valores por encima de 8,3), es notorio observar que el agua subterránea de la marisma presentó pH medio de 7,5 levemente inferiores a los del agua del canal Jabalí que promediaron en 8,0. Esta disminución en el pH del agua subterránea podría atribuirse a oxidación de sulfuros (tales como pirita) en las muestras de mayor concentración de SO₄^2-, así como a descomposición de materia orgánica acumulada en los suelos de la marisma (Logan & Nicholson, 1998; Bouza et al., 2019). Dada la escasa materia orgánica y condiciones redox registradas en algunos suelos y la oscilación del nivel freático que caracteriza a la marisma es de esperar que la oxidación de pirita sea, de los dos procesos anteriormente descriptos, el principal responsable del descenso del pH.

Conclusiones

El estudio realizado permitió caracterizar por primera vez la hidroquímica del agua subterránea y superficial del humedal de Bahía San Blas como así también los mecanismos que la controlan, teniendo en cuenta los factores geomorfológicos y pedológicos intervinientes.

Tanto el agua superficial como subterránea en el humedal son principalmente de tipo cloruradas sódicas, existiendo un enriquecimiento en el contenido iónico asociado a una mayor distancia con respecto a la boca del canal y una posición topográfica más elevada. Los principales procesos que condicionan la química del agua subterránea los constituyen la disolución de especies minerales como halita, yeso y carbonatos presentes en forma de precipitados en la superficie de los suelos, producto de la evaporación total o parcial del agua de mar y la posterior incorporación en el acuífero por infiltración. Estos procesos se ven favorecidos por el clima semiárido, la menor recurrencia de inundación por posición topográfica elevada, y por la textura fina de los suelos. A su vez, la oxidación de sulfuros pedogenéticos y la consecuente acidificación del medio son propuestos como los mecanismos que determinan menores valores de pH en el agua subterránea con respecto al agua del canal Jabalí.

Estos resultados constituyen el primer paso para comprender los mecanismos geohidrológicos que regulan las características ambientales en el humedal del arroyo Jabalí como así también brindan lineamientos para futuros estudios en el área. Asimismo, aportan información para la generación de planes de manejo que garanticen su desarrollo sostenible frente a modificaciones naturales asociadas al cambio climático o aquellas derivadas de la influencia antrópica.

Referencias

Alvarez, M.P., Carol, E., Hernández, M.A. & Bouza, P. (2016) “Groundwater dynamic, temperature and salinity response to the tide in Patagonian marshes: Observations on a coastal wetland in San José Gulf, Argentina”, Journal of South American Earth Sciences 62, pp. 1-11.

APHA (1998) Standard Methods for the Examination of Water and Waste Water, 20th ed., Washington American Public Health Association.

Boettinger, J.L. & Richardson, J.L. (2001) “Saline and Wet Soils of Wetlands in Dry Climates”. En: Richardson, J.L. & Vepraskas, M.J. (Eds). Wetland Soils. Genesis, Hydrology, Landscapes, and Classification. Lewis Publishers, Washington, D.C., pp 398-390.

Bouza, P.J., Ríos, I., Idaszkin, Y.L. & Bortolus, A. (2019) “Patagonian salt marsh soils and oxidizable pedogenic pyrite: solid phases controlling aluminum and iron contents in acidic soil solutions”, Environmental Earth Sciences 78(1), p. 2.

Brinson, M.M. (1989) “Fringe wetlands in Albemarle and Pamlico sounds: landscape position, fringe swamp structure, and response to rising sea level”, Project No. 8814, Albemarle Pamlico Estuarine Study, Raleigh.

Brinson, M.M. & Malvárez, A.I. (2002) “Temperate freshwater wetlands: types status, and threats”, Environ. Conserv. 29, pp. 115-133.

Carol, E.S., Kruse, E.E., Pousa, J.L. & Roig, A.R. (2009) “Determination of heterogeneities in the hydraulic properties of a phreatic aquifer from tidal level fluctuations: a case in Argentina”, Hydrogeology Journal 17(7), p. 1727.

Carol, E., Mas Pla, J. & Kruse, E. (2013) “Interaction between continental and estuarine waters in the wetlands of the northern coastal plain of Samborombón Bay, Argentina”, Appl. Geochem. Disponible en: http://dx.doi.org/10.1016/j.apgeochem.2013.03.006

Carol, E., Bragab, F., Donnicib, S., Kruse, E. & Tosi, L. (2017) “The hydrologic landscape of the Ajó coastal plain, Argentina: An assessment of human-induced changes”, Antropocene 18, pp. 1-14.

Cellone, F., Carol, E. & Tosi, L. (2019) “Groundwater geochemistry in coastal wetlands: A case study in the Parque Costero del Sur biosphere reserve, Argentina”, Catena 182, pp. 1-9.

Chapman, V.J. (1960) Salt marshes and salt deserts of the world, Leonard Hill, London.

Fucks, E., Charó, M. & Pisano, F. (2012) “Aspectos estratigráficos y geomorfológicos del sector oriental patagónico bonaerense”, Revista de la Sociedad Geológica de España 25(1-2), pp. 29-44.

Herrero, J. & Castañeda, C. (2015) “Temporal changes in soil salinity at four saline wetlands in NE Spain”, Catena 133, pp. 145-156.

Isacch, J.P., Costa, C.S.B., Rodríguez-Gallego, L., Conde, D.; Escapa, M., Gagliardini, D.A. & Iribarne, O.O. (2006) “Distribution of Salt marsh plant communities associated with environmental factors along a latitudinal gradient on the southwest Atlantic coast”, Journal of Biogeography 33, pp. 888–900.

Logan, W. & Nicholson, R. (1998) “Origin of dissolved groundwater sulphate in coastal plain sediments of the Rio de la Plata, Eastern Argentina”, Aquatic-Geochemistry 3, pp. 305-328.

Marimuthu, S., Reynolds, D.A. & La Salle, C.L.G. (2005) “A field study of hydraulic, geochemical and stable isotope relationships in a coastal wetlands system”, Journal of Hydrology 315(1-4), pp. 93-116. Disponible en: https://doi.org/10.1016/j.jhydrol.2005.03.041

Ritchey, E.L., McGrath, J.M. & Gehring, D. (2015) “Determining Soil Texture by Feel”, Agriculture and Natural Resources Publications, p. 139. Disponible en: https://uknowledge.uky.edu/anr_reports/139

Schoeneberger, P.J., Wysocki, D.A. & Benham, E.C. (2012) Soil Survey Staff. Field Book for Describing and Sampling Soils, Versión 3.0, Natural Resources Conservation Service, National Soil Survey Center, Lincoln, NE.

Servicio de Hidrografía Naval (2019) Datos abiertos – Tablas de marea. Disponible en: http://www.hidro.gov.ar /oceanografia/Tmareas/Form_Tmareas.asp (Visitado 9 de diciembre 2019).

Simler, R. (2009) Diagrammes: Logiciel d'hydrochimie multilangage en distribution libre (Versión 6.59), Laboratoire d'Hydrogéologie d'Avignon.

Vepraskas, M.J., Wildings, L.P. & Dress, L.R. (1994) “Aquic conditions for soil taxonomy: concepts, soil morphology and micromorphology”. En: Ringrose-Voace, Humphreys, G.S. (eds.) Soil micromorphology: studies in management and genesis, development in soil science 22, Elsevier, Amsterdam, pp. 117-131.

Wilson, A.M. & Morris, J.T. (2012) “The influence of tidal forcing on groundwater flow and nutrient exchange in a salt marsh dominated estuary”, Biogeochemistry 108(1-3), pp. 27-38. Disponible en: https://doi:10.1007/s105330109570y