LOS ISOTOPOS AMBIENTALES EN EL ESTUDIO DE LA INTRUSION MARINA

Resumen 1. Introducción 2. Los isótopos ambientales más importantes en el ciclo del agua

2.1. El contenido en isótopos estables del agua del mar 2.2. El contenido en isótopos estables del agua dulce

2.3. Relaciones entre isótopos estables y salinidad

2.4. Tritio y Carbono-14 en el ciclo del agua

2.5. Azufre-34 y Oxígeno en los sulfatos disueltos

2.6. Conclusiones generales sobre los isótopos ambientales en la

identificación de la mezcla con agua marina

3. Aplicaciones de las técnicas isotópicas ambientales en la intrusión de agua marina y en la salinización del agua subterránea

3.1. Salinización en acuíferos calizos por intrusión marina

3.2. Intrusión de agua marina en acuíferos porosos

3.3. La identificación de aguas connatas

4. Ejemplos de identificación de agua dulce superficial en las aguas

subterráneas

4.1. Mezcla con agua sometida a evaporación 4.2. Mezcla con agua procedente de altitudes superiores

5. Conclusiones 6. Bibliografía

TIAC'88. Tecnología de l a I n t r u s i ó n en Acu í fe ros Costeros

Almuñécar (Granada, España). 1988

LOS ISOTOPOS AMBIENTALES EN EL ESTUDIO DE LA INTRUSION MARINA

Roberto Gonf i a n t i n i

L u i s Araguas Araguas

Orqani smo In te rnac iona l de 1 a Energía Atómica

Viena, A u s t r i a

RESUMEN

Las va r i ac iones en los i só topos ambienta les , y espec ia lmente en

l o s i só topos e s t a b l e s de hidrógeno y oxígeno en el agua , ayudan en l a

i d e n t i f i c a c i ó n y e s t u d i o d e l o r igen de l a s a l i n i z a c i ó n de l a s aguas

sub te r r áneas , incluyendo e l caso de l a i n t r u s i ó n marina en l o s

acu í f c roc c o s t e r o s . l isto queda i l u s t r a d o en e s t a comunicación

mediante v a r i o s ejemplos y casos e s tud iados , que a su vez s i r v e n pa ra

es t imar l a s l i m i t a c i o n e s d e l método. También se e s t u d i a l a

con t r ibuc ión de l a s t é c n i c a s basadas cn i só topos e s t a b l e s cn l a

i nves t igac ión d e l a s aguas corinatac.

1. INTRODUCCION.

i<n té tminos gene ra l e s , l a i n t r u s i ó n de agua marina en un cuerpo d e

L , T " * - L . C C - , L - * A . a A . - y L U L , L " . - " ' , o

i nc luso , en el caso más s imple , a p a r t i r d e l a medida d e

conduct iv idades . Por e s t a razón , uno puede c r e e r que l a a p l i c a c i ó n d e

l o s i só topos ambienta les debe r í a e s t a r reservada a l o s casos en que el

. . agUa püede ser ;der, t if icada T-A: ..-Al r: I niir- . r-0

origen de la salinidad en las aguas subterráneas puede ser atribuida a czl^sns 8ifere-tes a l a A-*-..-:&. L L I b L U = A " t L dc agüa d e l mar. Siri embargo, ia

experiencia muestra que l o s mecanismos de salinización en aguas

subterráneas son, en algunos casos, más complejos de l o esperado, y es

entonces cuando l o s isótopos ambientales contribuyen a la

determinación de estos mecanismos.

La base teórica en la investigación de la intrusión del agua

marina en las aguas subterráneas, o en términos más generales, la

mezcla de agua del mar con agua dulce, utilizando las técnicas

basadas en las variaciones de l o s contenidos isotópicos, es en

principio bastante simple. De hecho, uno de los términos de la

mezcla, el agua del mar. presenta composiciones químicas e isotópicas

tipicas y generalmente bien definidas. El otro término, que puede ser

por ejemplo, e l agua de un acuífero costero, o e l agua de un río que

fluye a través de un estuario, es también a escala local, uni€orme y

diferente del agua de mar en la composición química e isótopica. Por otra parte, en los casos más simples e l agua del mar y e l agua dulce

producen mezclas que presentan composiciones químicas e isótopicas

correlacionadas linearmente y fijadas por las proporciones de mezcla.

En otros casos, estas relaciones pueden ser más coniplejas, por

ejempio, a causa d e i o s iones disueltos, pero en cualquier caso,

aportan información geoquímica e hidrogeológica de interés.

b:n esta comunicación, se revisan las bases de la aplicación de las

técnicas de l o s isótopos ambientales en los estudios de la intrusión

marina y otros problemas relacionados con la salinización del agua

subterránea. iilgunos ejemplos tomados d e la bibliografía ilustraran

iüs diferentes apartados

I E N S U P E R F I C I E : E N : O C E A N O : 0-18 P Situacion : 0-18

: ATLANTICO

: P K I F I C O

: INDICO

!

I ANTARTICO

!

I ARTICO

-3.34 (1) -1.22 (2) -0.95 i i j +1.11 (1) +0.70 (3) +i.32 (ij +0.60 (1) 43.08 (1;

-0.80 (2) +0.30 (1) +0.50 (1) +0.50 a -0.40 (:;

+0.70 ( 9 )

0.0 (1) +0.25 (1)

: -0.13 (1)

-0.40 (1)

! -1.30 (10) I -3.80 (11) : -1.95 (12)

Groenlaodia ! +0.12 (1) Cost. Canada: -0.08 ( 2 )

44 N ! +0.10 ( 8 ) +6.0 +3.0 (5) (5) 35 N ! +4 9 (3) Portuaal : +3.0 ( 6 ) 28 ii j +5.0 (6) Ecuador : -1.1 ( 1 j Árgenbina

Islas Aleut : -0.17 tied. Norte I - 0 . 4 0 tied. Ecuad. : -0.15

Sur : +1.4 (7) 36 N I +3.0 (7) 15 N :

20 N I -0.18

1" 5 , 40 S 50 S !

-1.8 (7) 57 s ; -3.0 (5) 59-68 S I -0.45 (1)

: -0.21 (1)

Cost. Canada: -0.25 (1) Promedio : -0.08 (11) Cost. USSR : -0.35 (131

Patos tomados de (1) Craig and Gordon (1965) (2) Epstein and Hayedn (1953) (3) OIBA Patos no publicados !A! r a v i n a+ riq7?> ( 5 ) Redfield and Friedman (1965) ( 5 ) Frie"- (101>) (7) 8orFbe aad O m r a (196ai ( 8 ) Longinelli and Craig (1967) ( 9 ) Craig (1969) (10) Tan and Stain ílS~~J_~ ( 1 1 ) Van D o M ei si I ' J W I (12) Breegunov et al (1980) (13) Vetshtein et al (1914)

P R O F U N D I D A D D Situacion :

_.

+4.0 (61

+ l . 2 (5) -1.3 (5)

-1.4 (5)

-0.6 (7) c.5 ;7;

+2.0 (7) -0.5 (7)

-1.7 (5)

+2.2 (5)

Promedio : Cost. Canada : Med. Norte : Med. Sur :

Promedio I Fosa del JapC>n : Prom. fosas '

36 N 15 x

Promedi o Ecuador 57 s

Fondo Pacifico Promedio

Promedio id. id.

Bahia de Baffin

2 . LOS ISOTOPOS M I E N T A L E S MAS IMPORTANTES EN EL CICLO DEL AGUA.

2.1 El contenido en isótopos estables del agua del mar.

____ 2.1.1. - Entre los isótopos ambientales, los isótopos estables de

hidrógeno y oxígeno son l o s utilizados habitualmente en los e i t l i d i o r d e !a Fritercnnexión entre agua marina y agua suhterrhei . El

hidrógeno presenta dos isótopos estables de masas 1 y 2, siendo la

abundancia del segundo, denominado deuterio, próxima a unos 160 átomos

por millón. El oxígeno se compone de tres isótopos estables, de masas

16, 17 y 18, siendo la abundancia de este Último de aproximadamente

unos 2000 átomos por millón. L.1 isótopo de masa 17 es raramente

utilizado en trabajos geoquímicos, y no es considerado en esta

comunicación.

F:l océano, que contiene más del 97% del agua en la corteza

terrestre, presenta un contenido en isótopos estables bastante

uniforme. Por esta razón, y también porque e l océano representa el

punto de partida y de llegada en e l ciclo hidrológico, la composición

isotópica media del océano ha sido tomada como referencia para

expresar las concentraciones en oxígeno-18 y deuterio en l o s

compuestos naturales. Aquellas se expresan como diferencia en partes por mil de la relación D / H y 180/160 respecto a las mismas

relaciones en e l standard VSMOW (Vienna Standard Mean Ocean Water);

patrh distribuido por 01 OIEA con e l propósito d e l intercalibrado

entre análisis isotópicos (Gonfiantini,l978). Esta diferencia se

expresa ri-imn rie.;viari6n ~n 11 not i r i6n ( A ! .

SAMPL~~VSNOW ' 'Ooo 6 O i o o = ( R

donde R = 180/160 o D / H . Las variaciones en oxígeno-18 y

druter io en as agiis n a t ~ - a ! e ~ p e d e n detem.in.zrco genera?mer?ti cst.

una exactitud entorno a 0.1 y l0/oo, respectivamente.

T A B L A 11

Composician isotbpica de mares cuya comunicacibn con el oceano e3 limitada _ _ _ _ ~

Mares con salinidad superior a la del ocbano)

MAR MEDITERRANEO Francia.Niza Francia Gibraltar Mar Adriatico

id. nar Jbnico

id. Mar Tirreno

id. Israel. Este

id. Grecia

MAR ROJO

Golfo de Aqaba

rlAR CARIBE Jamaica Aaiti

GOLFO PERSIGO Abu Dhabi

U.A.E. Qatar

1.30 1.30 0.15 1.00 0.83 7.5 1.30 9.0 1.54 0.68 1.33 1.40 1.75 1.51 9.0

0.60 4.0 1.80 8.0 2.07

0.91 7.0 0.76 6.3

0.40 0.80 1.43 10.3 2.10 15.5 2.70 14.5

:(Hares con salinidad inferior a la del oc&ano)

: MARNEGRO llar de Amov : -2.10 Rumania

id. Turquia Rumania

; MAR BALTICO

: -3.10 -20. o : -3.25 -26.7 I -3.35 -27. O : -5.40 -31.8

: -5.30 a -41.0 a : -7.00 -81. o

Datos tomados de:

(1) Fontes et al. (1965) (2) Longinelli (1972) ( 3 ) Cotecchia et al. (1974) (4) Stahl et al. (1914) (5) Longinelli and Craie (1967) (6) Arad et al. (1975) (7) Payne et al. (1973) ( 8 ) Craig (1966) 1 9 ) Anati and Gat (1988)

1.6 a 2.0

1.46

1.3 a 1.4

2 . 8

REF _ _ -

1 2 2 2 3 3 4 4 5 6 6 1

8 8 9

10 11

12 13 14 15 9

iió) Gonfiantini (1975) (11) Gonfiantini and Siaonot (1987) (12) McKenzie et al. (1980) en Anati and Gat (1988) (13) Llord (1966) (14) OIKA. Datos no publicados (15) Yurtsever and Payne (19781 (16) Tenu et al. (1975) (17) Tenu et al. (1987) (18) Prohlich et al. (1988)

139

- Las aguas superficiales del océano están ligeramente

enriquecidas en isótopos estables como consecuencia de la

evaporación, ya que este proceso elimina preferencialmente agua

isotópicamente menos pesada. Por la misma razón, los mares con

limitada comunicación con el océano. donde la evaporación excede al

flujo de escorrentía más la precipitación, están también ligeramente enriquecidos en oxígeno-18 y deuterio. Por ejemplo, el War

Mediterráneo, el Mar Rojo. el Golfo Pérsico o el Caribe muestran

enriquecimientos en deuterio y oxígeno-18 que generalmente alcanzan 1o0/oo y io/oo respectivamente. ~i enriquecimiento en isótopos

estables con respecto al flujo de escorrentía puede ser mucho mayor en lagos cerrados, donde la evaporación es el Único mecanismo para

eliminar agua de dichos sistemas.

Por el contrario, el agua del océano está empobrecida en isótopos pesados en la próximidad de la desembocadura de grandes ríos, ya que el agua meteórica muestra un contenido en isótopos pesados infarior.

Lo mismo sucede en mares con limitada comunicación con el océano, en los que el aporte de la escorrentía es superior a la tasa de evaporación. Esto sucede, por ejemplo, en el lar Negro y en Mar

Báltico. donde importantes ríos desaguan, como el Danubio (8,000 m3/s). Dnieper y Don en el primer caso, y el leva (2,500 m 3 /s) y

el Vístula en el segundo.

T A U L A 111

438400 1025 -2.22 - - 111 -28

1410 r1.3 a *24 - 121 111

28IW 185 +l.B . *ll . - 1s) 411

-15 -11% (0 s.00

CBLD aocao a . I + m o - 4 . 3 - (51 2S8 -1.8

-11 . -10. 181 1-

->.o. -25. 111 L (01 -189

W I O

+1.z +an T*YDu(IU sasw

+2.1 tl1

8100 101 4. -1.1 -za

UUAW

lIl'1wu -11 -1s 281 Y..

-1s -100 rssn-ra 8too W 8 d . -0.4 -18

MI - lo00 s25 .yi r4.4 rQ.1

su IY.

-1.0 -so .............................................................................................................

D.to.

140

Un las Tablas 1 y 11 se presentan las composiciones isotópicas de

los océanos y algunos mares en distintos lugares y profundidades.

También se muestran las composiciones isotópicas de algunos lagos

cerrados en la Tabla 111

2.2. El contenido en isótopos estables del a w a dulce.

2.2.1 - Como ya se citó anteriormente, el agua isotópicamente ligera

pasa a la fase vapor de un modo preferencial durante la evaporación, ya que presenta una presión de vapor superior frente a

las moléculas de agua que contienen isótopos pesados. Por otra parte,

el vapor procedente del océano - que es la mayor fuente de agua en la atmósfera - está siempre empobrecido en oxígeno-18 y deuterio en una

cuantia que depende de varios factores, siendo el d s importante la humedad relativa de la atmósfera. En realidad. la evaporación en la

naturaleza no ocurre en condiciones de equilibrio termodinámico, y

esto determina un incremento en el factor de fraccionamiento isotópico entre las fases líquido y vapor. Sin embargo, el vapor en la atmósfera marina no muestra grandes variaciones en el contenido de

isótopos estables, ya que aquél, se origina a partir de una fuente

isotópicamente uniforme y virtualmente infinita.

Cuando el vapor atmosférico se condensa para formar en primer

lugar las nubes y más tarde la precipitación, el proceso de fraccionamiento isotópico se invierte con respecto a la evaporación,

y el agua isotópicamente pesada se condensa con mayor facilidad. La

condensación de este vapor se produce sólo cuando se alcanza la

saturación y, sin embargo. se trata de un proceso que ocurre en condiciones de equilibrio termodinámico. En este caso, no obstante, la fuente no es infinita, y sucesivas condensaciones a partir de la misma

masa de vapor producen precipitaciones progresivamente empobrecidas en

isótopos estables.

141

En l a s Tablas 1 y 11 se p resen tan l a s composiciones i s o t ó p i c a s de

lo s océanos y a lgunos mares en d i s t i n t o s luga res y profundidades .

También se muestran l a s composiciones i s o t ó p i c a s de a lgunos l agos

cer rados en l a Tabla 111

2.2. __-- E l conten ido en i só topos e s t a b l e s d e l agua du lce .

- 2 . 2 . 1 .~ - Como ya se c i t ó an te r io rmen te , e l agua i so tópicamente l i g e r a

pasa a l a f a s e vapor de un modo p r e f e r e n c i a l du ran te l a

evaporación, ya que p re sen ta una p res ión de vapor s u p e r i o r f r e n t e a

las moléculas de agua que con t i enen i só topos pesados . P o r o t r a p a r t e ,

el vapor procedente d e l océano - que es l a mayor f u e n t e de agua en l a

atmósfera - e s t á siempre empobrecido en oxígeno-18 y d e u t e r i o en una

cuan t í a que depende de v a r i o s f a c t o r e s , s i endo e l más impor tan te l a

humedad r e l a t i v a de l a a tmósfera . F:n r e a l i d a d , l a evaporac ión en l a

na tu ra l eza no ocur re en condic iones de e q u i l i b r i o termodinámico, y

e s t o determina un incremento en el f a c t o r de f racc ionamiento i s o t ó p i c o

e n t r e l a s f a s e s l í q u i d o y vapor. S in embargo, e l vapor en l a

atmósfera marina no muestra grandes va r i ac iones en e l conten ido de

i só topos e s t a h l e s , ya que aqué l , se o r i g i n a a p a r t i r de una f u e n t e

isotópicamente uniforme y v i r tua lmen te i n f i n i t a .

Cuando e l vapor a tmosfér ico se condensa pa ra formar en pr imer

lugar l a s nubes y mas t a r d e l a p r e c i p i t a c i ó n , e l proceso de

f racc ionamiento i s o t ó p i c o se i n v i e r t e con r e s p e c t o a l a evaporac ión ,

y 01 agua i so tópicamente pcsada se condensa con mayor f a c i l i d a d . La

condensación de este vapor se produce s ó l o cuando se a l canza l a

s a tu rac ión y, s i n embargo, se t r a t a de un proceso que ocur re en

condiciones de e q u i l i b r i o termodinámico. En este caso , no o b s t a n t e , l a

fuen te no es i n f i n i t a , y suces ivas condensaciones a p a r t i r de l a misma

masa de vapor producan p r e c i p i t a c i o n e s progresivamente empobrecidas en

i só topos e s t a b l e s .

141

P:1 grado de condensación de una masa de vapor depende d e l a

tempera tura : y a s í , La composición i s o t ó p i c a de l a p r e c i p i t a c i ó n ,

extremadamente v a r i a b l e en e l tiempo y e spac io , e s t a con t ro l ada sobre

todo po r l a tempera tura de formación de e s a masa de vapor . Este hecho

e x p l i c a l a mayoría de l o s "e fec tos" observados en l a p r e c i p i t a c i ó n ,

t a l e s como l a t i t u d , a l t i t u d , can t idad , c o n t i n e n t a l i d a d y

e s t a c i o n a l i d a d . Kn l a s F i p s . 1 A y 1B se expresan gráf icamente l o s

rangos aproximados de v a r i a c i ó n en 1 a compocic-ión i s o t i p i c a media de

l a p r e c i p i t a c i ó n , mostrando s u dependencia de l a tempera tura y l a

l a t i t u d .

- 2 . 2 . 2 . - Las va r i ac iones en oxígeno-18 y d e u t e r i o en l a s aguas du lces

son e s t r i c t a m e n t e p a r a l e l a s y obedecen a una c o r r e l a c i ó n d e l

t i p o :

dD = a * 618ü t b

Con a = 8 y b = 10 ' / o 0 , representando l o s v a l o r e s normalmente

Observados en las aguas n a t u r a l e s . Es ta l í n e a denominada "World

He teo r i c Water Line" (WMWL) f u e d e f i n i d a po r Cra ig ( 1 9 6 1 ) .

Por o t r a p a r t e , l a s va r i ac iones i s o t ó p i c a s de l a p r e c i p i t a c i ó n

son en gene ra l i n t eg radas du ran te el proceso de l a i n f i l t r a c i ó n en l a

r eca rga de l o s a c u í f e r o s . En l o s casos más f r e c u e n t e s , l a composición

i s o t ó p i c a d e l agua sub te r r ánea es un r e f l e j o d e l v a l o r medio ponderado

d e l conten ido i so tóp ico de l a p r e c i p i t a c i ó n .

Las aguas du lces sometidas a evaporacion no s iguen l a r e l a c i ó n 18 6D/6 O c i t a d a en (l), s i n o que l a pend ien te en e s t o s casos

v a r í a e n t r e 4 y 6 como consecuencia d e l a s condic iones d e

d e s e q u i l i b r i o a n t e s expresadas .

142

2 . 3 . Relaciones entre isótopos estables y salinídad.

2.3.1 - Los principales procesos capaces de modificar el contenido

isotópico y10 la composición química del agua dulce son: (1)

mezcla con agua marina; ( 2 ) mezcla con otras masas acuosas de

distintos contenidos químicos y i o isotópicos; ( 3 ) evaporación; (4)

disolución de sales y lixivinrin d e miner-les PE las pncas; y ( 5 )

intercambio químico e isotópico con la matríz del acuífero. La

representación de éstos procesos en los diagramas 6l8O - 6D y

6-Salinidad se presenta en las Pigs. 2 y 3 . Otros procesos, que

afectan a las aguas subterráneas con tiempos de residencia largos en una formación geológica, como la ultrafiltración en membranas

arcillosas, se discutirán en el Capitulo 3 . 3 , donde se estudia el agua connata.

18 2.3.2 - En el diagrama 6 O - d ü la denominada línea meteórica

(ecuación 1) no intersecta el punto que representa el agua

oceánica (VSHOW), sino que pasa ligeramente por encima.(Fig. 2 ) . Este

hecho e s consecuencia de las condiciones de desequilibrio en las que

se produce el primer paso del ciclo hidrológico - evaporación del agua

del océano -. Los puntos que representan la composición isotópica de

mezclas en diferentes proporciones de agua dulce y agua del mar s e

disponen a l o largo de una línea recta que conecta la composición

isotópica del primero - generalmente sobre la línea meteórica - con

la del segundo íFig. 2 ) . Esta línea, sin embargo, puede aparecer muy

próxima y no ser fácilmente distinguible de la que representa a las

aguas sometidas a evaporación.

Asimismo, en el diagrama 6 - Salinidad La linea de mezcla se

establece a través de la recta que conecta los puntos que representan 10- miembros finales ( F ’ i g . 3 . ) ; y la distancia r e l a t . i va r e f l e j a las

proporciones de mezcla.

i44

40

30

20

10

O

-10

-20 uitrafiltraciOn

-30

-40

-50

-60 -70 w v _ 1 -10 -8 -6 -4 -2 O 2 4

Oxígrno-18 (oloo)

b’ig.2 - Kelaciones gene ra l e s e n t r e l a composición i s o t ó p i c a d e l

hidrógeno y oxígeno en l a s aguas n a t u r a l e s . En l a mayoría de l o s casos

obedrctm a l a denominada World Meteoric Water Line cuya ecuac ión es

6D = 6180 t 10 (Cra ig , l961) . Es t a l í n e a no pasa s o b r e e l punto que

r ep resen ta La composición i s o t ó p i c a d e l agua marina como consecuencia

de l o s e € e c t o s c i n e t i c o s que ocur ren du ran te l a evaporac ión en e l

oci5ari0, mayor f u e n t e de vapor. E l grado de empobrecimiento en i só topos

pesados depende pr inc ipa lmente de, l a tempera tura de formación de l a

p r e c i p i t a c i ó n .

2 . 3 . 3 - Las aguas sometidas a evaporación s iguen en g e n e r a l una

tendencia d i f e r e n t e , con un enr iquec imiento i n i c i a l r áp ido en

i so tópos pesados , que t i e n d e a a l canza r un v a l o r e s t a c i o n a r i o

dependiendo d e l a humedad r e l a t i v a en l a a tmósfera y l a composición

i so tóp ica d e l vapor a tmos fé r i co . En l a s Últimas e t a p a s de l a

evaporación, s i l a s a l i n i d a d S P aproxima a l a s a t u r a c i ó n , e l conten ido

en i so tópos e s t a b l e s d e l agua, puede inc luso dec rece r . Un d e t a l l a d o

t r a t amien to ace rca d e l comportamiento d e l agua du ran te l a evaporac ión

puede encon t ra r se en Gonf i an t in i ( 1 9 8 6 ) .

145

O c

Salmuera

- - - - Disolución y lfxiviado

-6- c

-e - I l -10 I 1 1 I I 1 I

Y) a0 a0 100 O m Salinidad (gr./l.)

Figura. 3. - Variaciones de la composición isotópica y salinidad de

las aguas dulces.

_- 2.3.4 - El lixiviado o disolución de sales en la matriz del acuífero

no produce ningún cmnbio apreciable en la composición isotópica del agua. Este proceso se representa en la Fig. 3. mediante una línea paralela en el eje de abscisas en el diagrama 6 - salinidad

2.3.5 - Fina lmente , e l in te rcambio i s o t ó p i c o e n t r e l a ma t r i z d e l

acu;fero y fi agua sutie.-ránea pro;ücr: genera;menic u n

enr iquec imiento en e l conten ido en oxígeno-18 d e é s t a , s i endo e l

hidrógeno r e l a t ivamen te e scaso en l a s t o c a s ( F i g . 2 . ) . La c i r i e t i ca d e

las r eacc iones de in te rcambio e s generalmente 1erit.a a tempera turas

normales , pero puede l l e g a r a ser impor tan te , aiinque s ó l o en

ambientes de a l t a s t empera tu ras , - por encima de l o s l S O ° C como se

observa en los campos geotermicos explo tados pa ra l a ob tenc ión d e

e n e r g í a . F:n e s t a s c i r c u n s t a n c i a s l a química d e l agua e s t á fuer temente

a f e c t a d a , e impor tan tes pe rd idas de vapor pueden o c u r r i r , produciendo

un en r iquec imien to a d i c i o n a l en i só topos pesados con pend ien te s

i n f e r i o r e s a 3 en e l diagrama 6l8O ~ 6D. E l c a so de aguas

t e rma les de a l t a tempera tura es de l imi t ado i n t e r é s en e s t a

expos ic ión , pe ro p a r a una d e t a l l a d a rev is i r jn e l l e c t o r queda r e f e r i d o

a Giggenbach e t a l . (1983) .

2 . 3 . 6 - De l a expos ic ión p r e v i a se puede i n f e r i r que a p a r t i r de los

contenidos en i só topos e s t a b l e s se puede i d e n t i.f i c a r l a

i n t r u s i b n de agua marina en un a c u i f e r o . S i n embargo, l a p r i n c i p a l

l i m i t a c i ó n d e l método es s u b a j a s e n s i b i l i d a d . P o r e jemplo , s i e1

agua du lce con un conten ido en oxígeno- 18 d e - ? O/oo se mezcla con

agua marina &"O = O , l a f r a c c i ó n de este úit i i i io coniponent,e

debe r í a e s t a r en to rno a l S 4. (un conten ido en c l o r u r o s próximo a 1

g r / l ) para ser d e t e c t a b l e con c e r t e z a . S i e l componente de agua

du lce no es i so t ip i camen te uniforme en e l á r e a e s t u d i a d a y e s t o es

r e l a t ivamen te f r e c u e n t e l a f r a c c i ó n iiiíniiiia d e t c c t a b l e d e agua marina

pude ser de h a s t a un 10%.

Cuando d o s o mas procesos d e l o s c i t a d o s ocur ren simultáneaniante,

e l panorama pa rece confuso; s i n embargo, con experenc ía y razonable

comprensión d e l funcionamiento d e l a c u í f e r o o b j e t o de e s t u d i o , se

pueden a l c a n z a r i n t e r e s a n t e s conc lus iones , como se mues t r a en los

ejemplos de l a Seccion 3 .

2 .4 . T r i t i o y-C&%~n_o-14 en-el.cis!.o d e l a!ua.

2 . 4 . 1 . - Tanto e l t r i t i o como e l carbono 1 4 son r iuc le idos r ad io

a c t i v o s 12 .43 y 5730 a ñ o s , respect-ivamerite),

continuamente producidos en l a s capas a l t a s d e l a a tmósfera p o r l a

r a d i a c i ó n cósmica secundar i a . Son tambikn producidos por c l tioiiibre y

son laiizados a l medio ambiente po r los rcac to t -es riuclcareo, o mi niayor

medida, du ran te l o s ensayos te rmonucleares r e a l i zados c n 1 a

a tmós fe ra . E l per íodo cn que l a mayor p a r l e d e l t r i t i o y carbono 1 4

d e o r igen termonuclear fue in t roduc ido en l a atmósfera se produjo

e n t r e 1957- L962. Despuhs do es ta fecha los t r e s países nuc l t?ares de

aque l pe r íodo , USA, IJHSS y Gran Bretaña l l e g a r o n a l a c u c r d o de c e s a r

l o s ensayos a tmos fé r i cos . F:stos ensayos f u e r o n cniprcrididos de nuevo

por China cn 1 9 6 7 , y más t a r d e po r Yrancia; sin embargo s u p o t e n c i a cs

l imi t ada y a f e c t a n débilmente a l conten ido en t r i t i o de l a a tmósfera .

F:n l a atmósfera el t r i t i o y e l carbono 1 4 son rápidanicnte

oxidados a H20 y C02. F:l t r i t i o e n t r a en el c i c l o de l agua a

t r a v é s de l a p r e c i p i t a c i ó n , mien t r a s que e1 carbono 1 4 e n t r a m 6.1

c i c l o b io lóg ico d e l carbón a t r a v é s de l a f o t o s í n t e s i s .

Ambos i só topos pueden sor u t i l i z a d o s pa ra de te rminar l a edad

agua sub te r r ánea . Esto r e q u i e r e l a a d o p c i h do modelos que desc r

d e un modo s impl i f i cado ~ a menudo demasiado s imple

comportamiento d e l agua sub te r r ánea y sus i n t e racc iones geoquím

con l a m a t r í z d e l a c u í f e r o .

de 1

ban

C l

cas

-___ 2.4 .2 - La concent rac ión de t r i t i o en las aguas n a t u r a l e s se

expresa en Unidades de l ' r i t i o ( T . U . ) : 1 TU cor responde a

1 átomo de t r i t i o por cada LO1* átomos d e hidrógeno. K 1 n i v e l

mínimo d e de tecc ión os de 0 . 3 TU s i l a medida se r e a l i z a con

enr iquec imiento y con contador de g a s , y entorno aL doble si se

r e a l i z a mediante c e n t e l l e o l í q u i d o .

148

b:l rango de l a concent rac ión de t r i L i o en l a p r e c i p i t a c i ó n en el

hemis fe r io n o r t e , donde e s t á n l o c a l i z a d a s l a mayor p a r t e d e las

emisiones de t r i t i o , es en l a a c t u a l i d a d de 10 - 30 TU. En el

hemis fe r io s u r y d e n t r o d e l c i n t u r ó n t r o p i c a l , su concent rac ión es

menor, aprÓxi.madamente en un f a c t o r de 5 . En l a primavera d e 1963,

poco tiempo despues de l a s exp los iones te rmonucleares r e a l i z a d a s en l a

a tmósfera , se a lcanzaron v a l o r e s d e h a s t a 10,000 TU. Con

antcr - ior ld id a 1953, e1 n i v e l n a t u r a l de t r i t i o en la p r e c i p i t a c i ó n

e s t aba s i t u a d o en to rno a 10 TU.

b:l contenido en t t i t i o en l a s u p e r f i c i e d e l mar es hoy en d í a d e l

orden d e 10.20 TU en e l hemis fe r io n o r t e y en to rno a 5 en e l s u r . S i n

twibargo, el contenido cn t r i t i o en el agua de mar que p e n e t r a en un

ac i i í fe ro puede sor n u l o , en func ión d e l tiempo en que o c u r r i ó l a

i n t r u s i ó n . Por o t r a p a r t e , l a mezcla e n t r e agua marina y agua

sub te r r ánea genera c o r r e l a c i o n e s l i n e a r e s e n t r e e l conten ido en t r i t i o

y la composición en i só topos e s t a b l e s o con l a concent rac ión en

c l o r u r o s .

. 2 . 4 . 3 .- . - La concent rac ión en carbono- 14 se expresa en t a n t o p o r

cierit.0 de carbono “moderno” (pmc). Este Último cor responde a

l a concent rac ión en carbono- 14 de las p l a n t a s con a n t e r i o r i d a d a

1.890, que r e f l e j a 1.a concent rac ión p r e v i a a l a d i l u c i ó n d e l 14C en

e l (;o2 atmosft5rico causada p o r l a combustión de carbón y p e t r ó l e o .

K1 n i v e l mínimo de de t ecc ión d e l C es de 1 pmc. 14

Coiao cons(?ciienci a de los ensayos te rmonucleares , el contenido en

“‘f; t-n c l Cf j2 a tn iosfk- ico fue c a s i doblado con r e s p e c t o a l n i v e l

p r e v i o cn el hemis fe r io n o r t e , y a lcanzo h a s t a 160 pmc en el

hemisfer io sur. Desde en tonces ha comenzado a descender su

concent rac ión debido a l a d i s o l u c i ó n en e l océano.

El carbono-.l4 es básicamente d i s u e l t o po r l a s aguas s u b t e r r á n e a s

cuando estas a t r a v i e s a n l o s h o r i z o n t e s edáf i c o s du ran te l a

i n f i l t r a c i ó n . En estas zonas , l a p res ión p a r c i a l de C 0 2 puede ser

de h a s t a dos Órdenes de magnitud s u p e r i o r a l a observada on l a

a tmós fe ra , como consecuencia de l a r e s p i r a c i ó n de l a s p l a n t a s y l a

d e s i n t e g r a c i ó n d e l a m a t e r i a o rgán ica .

t i i i só topo e s t a b l e G e i carbono, 13c sc cor is i l c - rs geiiet-l=efite

j u n t o a l I 4 C . Como o t r o s i só topos e s t a b l e s , s u s v a r i a c i o n e s se

expresan en l a no tac ión 6 (desv iac ión en t a n t o po r m i l ) , u t i l i z a n d o

como r e f e r e n c i a e l denominado PDB -üe lemni t e de l a formación Pee Dee

d e l Cre t ac i co de Caro l ina d e l Sur- (Eps te in e t a l . 1953) . La r e l a c i ó n

13c/12c en e i PDB es s i m i l a r a i a que se encuent ra en l a s c a l i z a s

mar inas , mien t r a s que l a 1 3 C d e l b icarbonato marino e s

aproximadamente i g u a l a - lo /oo .

_- 2.2 .4 - En e l caso d e l carbono-13 y carbono-14 l a s r e l a c i o n e s d e

mezcla en e l caso d e l agua de mar son mas complejas que para

o t r o s i s ó t o p o s . Cuando se cons ideran e s t o s i só topos tambien deben ser

t e n i d a s en cuenta l a s concent rac iones de l a s e s p e c i e s carbonatadas en

l o s d i s t i n t o s t i p o s d e aguas , además de s u composición i s o t ó p i c a .

Denominando con A 1, Ap y $, e l contenido i s o t ó p i c o d e l carbono

inorgánico d i s u e l t o en l o s dos t i p o s de aguas y cn l a mezcla , y con

C1, C2 y CM l a s concent rac iones d e l carbono inorgánico d i s u e l t o ,

se ob t i ene :

A C x + A ~ C ~ ( ~ - X ) = A C 1 1 N M

donde x es l a f r a c c i ó n d e l componente 1 en l a mezcla. S i l o s

dos términos p re sen tan d i f e r e n t e s composiciones i s o t ó p i c a s en e l

carbono y d i s t i n t a s concent rac iones en e l carbono inorgánico d i s u e l t o ,

l a s r e l a c i o n e s e n t r e e l 1 3 C o 1 4 C de una p a r t e , y e 1 c l o r o , 180

o ü d e o t r a , se dispondrán a l o l a r g o de una curva . Es to f u e mostrado,

por ejemplo, po r Mook (1970) en e l e s t u a r i o d e l Hio s c h e i d t ( t ío iandaj .

150

Debe r e s a l t a r s e que l a v a l i d e z de l a ecuac ión ( 2 ) cs d e caracCer

g e n e r a l . S i C1 = C2 z Cpl, como o c u r r e p o r ejemplo con e l

hidrógeno y oxígeno en e l agua, l a r e l a c i ó n e n t r e l a f r a c c i ó n x y la

composición i s o t ó p i c a es l i n e a r A 1 6 .

2 .5 Azufre-34 y Oxígeno-18 en 102 s-u l fa tos di-elt,ogl

-. 2 . 5 . 1 - - El a z u f r e 34 es un i só topo e s t a b l e con una abundancia

media en l o s compuestos n a t u r a l e s d e azu f re de 4 .21%. Ot ros

i só topos pesados de a z u f r e son 33S (0.76%) y 36S (0.014%), no

u t i l i z a d o s en geoquímica. Las var i ac iones en l a r e l a c i ó n S/

se expresan en l a fornia u s u a l (desv iac ión en La notac ión A), u t i l i z a n d o como r e f e r e n c i a e l llamado CTD, que corresponde a l a

composición i s o t ó p i c a d e l a z u f r e p r e s e n t e en l a t r o i l i t a conten ida en

el Meteor i to d e l Cañon d e l Di.ablo.

34 3ZS

Las r eacc iones de oxidación- reducc ión pueden a f e c t a r notablemente

l a composición i s o t ó p i c a d e l oxígeno y d e l azufre en e l s u l f a t o

d i s u e l t o . De hecho, l a producción de s u l f a t o s a p a r t i r d e l a

ox idac ión de s u l f u r o s , o l a reducc ión de su l . f a tos a menudo

con t ro l ada po r l a ac t iv idad b a c t e r i a n a . son procesos que general.mentc

e s t á n acompañados de grandes fraccionarnientos i s o t ó p i c o s ( c i n e t i c o s ) .

Por el c o n t r a r i o , e l in te rcambio c m i só topos de oxígeno e n t r e el

s u l f a t ü y e l agua e s un proceso muy l e n t o , y se puede d e s p r e c i a r pa ra

pHs mayores de 7 y t empera turas not'niales.

___ 2 . 5 . 2 - rl s u l f a t o d i s u e l t o en el agua d e l mar p r e s e n t a una

composición i s o t ó p i c a uniforme, t a n t o en a z u f r e , cumo en 34 oxígeno. Los va lo res medios son: 6 S = + 2 1 ' / o 0 r e spec to a l

CDT y 6 l80 = t 9.5'/00 r e spec to a VSMOW (Leone e t a l . 1987).

Debe d e s t a c a r s e e l hecho de l a no e x i s t e n c i a de e q u i l i b r i o i so tóp ico

entre e l s u l f a t o y e l agua. Otro f a c t o r a t e n e r en cuenta es l a

v a r i a c i ó n Sei contenido i sotápicü del i ü l f a t o maí-iíio a l o l a r g a de ?e

e s c a l a geológica (Claypool e t a1 . ,1980) .

131

_ _ _ 2.5.3 - La composición isotópica del sulfato disuelto en las

aguas dulces refleja generalmente la de sus fuentes. Así, cuando el sulfato proviene de la disolución de materiales

evaporit-icos el contenido en 6 S suele estar próximo a

f 2 0 O / o o ; mientras que en el caso de la oxidación de sulfuros o

azufre orgánico, los valores obtenidos se encuentran en el rango

34

-20 ' / o 0 hasta O ' / o 0 (Pearson y Rightmire,l980). La composición

isotópica del oxígeno puede variar entre -5 y +20 O / o o , y está

fundamentalmente controlada por factores cineticos (desequilibrio).

Sin embargo, l o s procesos que afectan al contenido isotópico del

azufre en los sulfatos l o hacen también al del oxígeno, de modo que la

pendiente en la relación 34S/180 esta dentro del rango 3 - 4 .

2 . 6 . Conclusiones generales sobre los isótopos ambientales en la

identificación de la mezcla con a m a marina.

Entre todos los isótopos citados, sólo los isótopos estables

de oxigeno e hidrógeno son totalmente conservativos en el agua, y

son obviamente aquellas que se han utilizado frecuentemente en el

estudio de la salinización por intrusión del agua marina, junto a la

concentración en cloruros, que es también otro parámetro

conservativo. La correlación del oxígeno-18 y deuterio con el

contenido en cloruros es univoca, pero es necesario un porcentaje

entorno al 5-1049 para confirmar la identi€icaciÓn del proceso.

El tritio y el carbono-14 (junto a l carbono-13) pueden ser Útiles

en el caso de la mezcla con aguas marinas superficiales. Cuando la

intrusión se produce en aguas subterráneas, el tritio presenta la

problemática en la determinación de su abundancia inicial, ya que ha

sufrido grandes variaciones en épocas recientes. El carbono-14, además

de las variaciones en el contenido inicial, presenta la complicación

de la interacción con la matriz del acuífero, proceso que se

cuantifica mediante e1 uso del carbono-13. Por otra parte, tanto el

tritio como los isótopos del carbono se utilizan como indicadores

temporales, más que como indicadores de mezcla.

152

1.a composición i s o t ó p i c a d e l s u l f a t o d i s u e l t o e s un t r a z a d o r

e f i c a z para de t e rmina r e l o r igen d e l p rop io s u l f a t o , mas que e l d e l

agua. Por e jemplo , s i e l s u l f a t o d i s u e l t o procede d e l l i x i v i a d o d e

yeso de o r igen marino, su composición i s o t ó p i c a presumiblemente s e r a

s i m i l a r a La d e l s i i l f a t o marino - a menos que l a edad geo lóg ica d e las

evapor i t a s cor responda a una época con d i f e r e n t e r e l a c i ó n 34S/32S

de l a a c t u a l .

F;stas cons ide rac iones t a m b i h se a p l i c a n a l o s iones d i s u e l t o s ,

que pueden d e r i v a r asj.mismo de l a d i s o l u c i ó n de materiales. Por ello,

l a combinación de t é c n i c a s i s o t ó p i c a s y a n á l i s i s químicos pa rece

salvar e s t a ambigüedad.

3 . APLLCACLONES UE LAS TECNLCAS 1SOTOF’lCAS AMBI.b;NTALES K N LA INTRUSION

DE AGUA MARiNA Y li” LA SAI.lNlZAC1ON DEL AGUA SUBTERRANEA.

Los ejeiiiplos d e a p l i c a c i ó n d e e s t a s t é c n i c a s apa rec idos en l a

h i b l i o g r a f i a c i e n t í f i c a no son numerosos. Como ya se c i t ó

an te r io rmen te , s e c r e e que La i n t r u s i ó n de agua marina se d e t e c t a

faci.linente a p a r t i r d e l quimismo, o i n c l u s o , a p a r t i r de l a medida de

conduct iv idades , y no son necesa r i a s po r t a n t o medidas i s o t ó p i c a s .

Además, un conocimiento aproximado d e l s i s t ema i n d i c a r í a a un

hidrogeólogo experimentado l a p o s i b l e e x i s t e n c i a de o t r a s f u e n t e s de

s a l i n i z a c i ó n en e l a c u í f e r o c o s t e r o . Kn g e n e r a l , e l uso de l o s

i só topos queda reservado a e s t o s casos .

O t r k i a p l i c a i i ó n , de interiic para de t e rmina r e l o r igen de l a

ca l i i i i zac ión , os l a p re senc ia de agua connata a t r apada en las

formaciones sed imen ta r i a s mar inas , que se puede mezclar con l a s aguas

sub te r r áneas . Este hecho t i e n e en ocas iones impl icac iones con l a

pa l eoh id ro log ía y pa l eoc l ima to log ía d e l á r e a , sob re l a s c u a l e s l o s

i só topos ambienta les pueden a p o r t a r nueva información.

153

W

50

LO

50

20

10

O O

-3 O

1 0 intrusión

agda marina

3 o

3 O

5 o

2 o 0 1 1 1

O I

I I I 1 T

20 LO

Carbono-14 (pcm)

W

Pigura 4.- hh el acuífero de la isla Hilton Head, el área de intrusión

marina fuk definida claramente a partir de los contenidos en carbono-14 y cloruros. Los números se refieren a la profundidad del muestreo; 1. Zona superficial, inferior a 40 m.; 2. Zona intermedia, entre 40 y 60 m.; 3. Zona profunda, superior a 60 m. Se manifiesta en profundidad una fuente de salinidad, pero los contenidos en carbono-14 muestran l a falta de conexión con el agua marina actual (Hanshaw and Back. 1970).

La revisión de los casos tomados de la biblio6rafía conocidos por los autores, o a partir de varios trabajos desarrollados en el OIEA, ilustrarán con cierto detalle la mayoría de los aspectos, ventajas e inconvenientes, asi como limitaciones de las técnicas isotópicas.

3.1. Salinización en acuíferos calizos por intrusión marina.

Este es a menudo uno de los casos más simples, dada la limitada

interacción del asua con la matriz del acuífero (excepto en el caso

de los isótopos del carbono).

164

. 3 . 1 . 1 _- ~ Uno de l o s primeros e s t u d i o s pub l i cados t r a t a l a

contaminación s a l i n a de u n a c u í f e r o c a l i z o eoceno ce rca de

Brunswick,USA (Hanshaw e t a l . , 1 9 6 5 ) . El i nd icador u t i l i z a d o pa ra

dete:rminar l a p o s i b l e i n t r u s i ó n marina r e c i e n t e fue carbono-14 ;

presentando una a c t i v i d a d e n t r e 100 y 130 pmc el agua d e mar, f r e n t e a

l o s v a l o r e s obten idos en el a c u í f e r o no s a l i n i z a d o , que osc i l aban

e n t r e 2 y 3 pmc. F:l contenido en c l o r u r o s i n d i c ó una contaminación

máxiiiia d e l agua marina en torno a l 4%, que d e b e r í a e l e v a r el contenido

en carbono- 1 4 h a s t a 6- 8 pmc. Como t a l incremento no se observó en l a s

aguas s u b t e r r á n e a s , se concluyó que l a s a l i n i z a c i ó n no der ivaba de una

p o s i b l e i n t r u s i ó n marina, s i n o que f u e a t r i b u i d a a l a conexión con e l

a c u í f e r o in f r ayacen te . que con ten ía agua s a l i n a .

Aunque el contenido en carbono-14 debe ser usado con c a u t e l a , ya

que no es cor i serva t ivo , debe s e ñ a l a r s e que en este caso e r a l a Única

her ramienta d i s p o n i b l e pa ra p roba r o r echaza r l a con t r ibuc ión d e l agua

o c e h i c a . D e hecho, l a d i f e r e n c i a en i só topos e s t a b l e s e n t r e e l agua

sub te r r ánea y C L agua marina e r a demasiado pequeña, s o l o 15 ' / o 0 en

d e u t e r i o (medido r e s p e c t o a un pa t rón i n t e r n o ) .

- 3.1.2 -- - una i n v e s t i g a c i ó n s i m i l a r se l l e v ó a cabo po r l o s

mismos a u t o r e s unos años más t a r d e en o t r o a c u í f e r o c a l i z o

en l a i s l a H i l ton Head - C a r o l i n a d e l Sur- (Back e t a l . 1970), donde

se obtuvo hasicamente l a misma conclus ión ace rca d e l o r igen de l a s a t i n i d a d . Asi.mismo, se obtuvo información ace rca del cambio en l a

diriiniica de l a s aguas sub te r r áneas y en l a s condic iones de r eca rga ,

como consecuencia de l a sob re exp lo tac ión . Las á r e a s donde l a

i n t r u s i ó n marina e r a a c t i v a pudieron ser de l imi t adas como se a p r e c i a

en l a l ' i g .4 .

__ 3 . 1 . 3 .. - En dos casos en l o s s i s t emas k á r s t i c o s d e Clarendon, s u r de

Jamaica. y Cyrenaica, L i b i a , no f u é p o s i b l e e s t a b l e c e r , a

p a r t i r de l o s e s t u d i o s h idrogeológicos , s i e l a l t o conten ido s a l i n o

t e n í a o t r o o r igen además de l a i n t r u s i ó n de agua marina. En

Clarendón, l a s su rgenc ia s y pozos que conten ían agua con c i e r t o

contenido s a l i n o es taban re lac ionados con f a l l a s y e r a n l igeramente

155

t e rma les ( h a s t a 35OC en Milk Kiver Spr ing , con un conten ido en

c l o r u r o s similar iI agua marina!. E1 quimismo e r a s i m i l a r a l agüe d e l

Car ibe , excepto un d é f i c i t en magnesio y e l cor re spond ien te exceso en

c a l c i o , que se a t r i b u y ó a procesos de dolomit,izaciÓn.

En Cyrena ica , l a su rgenc ia de A y n zayanah (30 Km. a l e s t e d e

Bengasi) y e l s i s t ema k a r s t i c o próximo coritenian agua cuya s a l i n i d a d

pudo en p r i n c i p i o a t r i b u i r s e t a n t o a i n t r u s i ó n marina como a

d i s o l u c i ó n de m a t e r i a l e s e v a p o r í t i c o s .

E l conten ido en i só topos e s t a b l e s de v a r i a s mues t ras tomadas en

las su rgenc ia s k á r s t i c a s , sondeos y pozos pe r fo rados apor tó La prueba

d e f i n i t i v a s o b r e la i n t r u s i ó n marina como mecanismo respotisabLe de l a

s a l i n i z a c i b n de l a s aguas sub te r r áneas . F:n l a s E’igs. 5 y 6 , se

muestra l a c o r r e l a c i ó n e n t r e el contenido en i só topos e s t a b l e s y

c l o r u r o s o conduct iv idad en ambas á r e a s . ( G o n f i a n t i n i , 1975 y 1977) .

h

O

O . v

2

.3 M

O

L

x O

2

1 -

O

-1 -

-2 - -3

-5 Agua dulce

-8

10

I 1 1 1 1

- O O . v a

O Li al U 3 O

.3

Figuras TjA y 5 B . Hr iac iones e n t r e l a conduct iv idad y la composición

i s o t ó p i c a d c l a s aguas sub te r r áneas en e l a c u í f e r o k á r c t i c o en la

cos t a d e Cirexiaica, L i b i a . La i n t r u s i ó n de agua marina so muest ra

c la ramente d p a r t i r de las r e l a c i o n e s l i n e a l e s , ( G o n € i a n t i n i , l 9 7 7 ) .

. 3 . 1 . 4 - En o t r a área k á r s t i c a en Grecia , e l problema Fue i nve r so ;

e l conten ido en c l o r u r o s se u t i l i z ó p a r a e v a l u a r l a

f r a c c i ó n de agua marina en l a s mues t r a s , y de e s t a forma c a l c u l a r l a

composición i s o t ó p i c a d e l cmmponente de agua d u l c e a p a r t i r d e l d e l a

mezcla. A p a r t i r de e s t o s d a t o s , f u e p o s i b l e i d e n t i f i c a r l a zona de

recarga d e n t r o de l a r eg ión k á r s t i c a y su a l t i t u d media en base a la composición i s o t ó p i c a d e l agua (payne e t a1 . ,1978) .

157

definite proof that sea water intrusion was responsible f o r

groundwater salinization. Figures 5 and 6 show the correlation

between stable isotopes and chloride o r conductivity in the two

areas. (Gonfiantini, 1975 and 1977).

3.1.4 - In another karst area in Greece the problem was

inverse: the chloride content was used to evaluate the sea water fraction, and from this to calculate the isotopic

composition o€ the fresh water component from that of the mixure.

Yinally, it was pocsible to infer the altitude of recharge atid

therefore the recharge area o€ the karct aquifer on the bacis of the

isotopic composition o€ water (Payne et al., 1978).

Sea. /

x i x i n g - l i n e s

-6 f 1 1 1 1 1

O 300 400 600

Chlorlnliy (meqv/i)

FIGURE 6 - Relationchip between chloridc content and oxygcn isotopic composition in a karst coastal aquifer at Clarendon, .Jamaica

(Gonfiantini, 1975).

158

2

1 i O

h

O

O

s l

O

al M -3 X O

-0. - 1

v

3 - 2

.d

-4

-5

r<\ Líneas de - mezcla

-6 ! , 1 I 1 - 5

O 200 400

Cloruros (meqv/l.)

600

Figura. 6. Relación entre el contenido en cloruros y la composición

isotópica del oxígeno en un acuífero kárstico en Clarendon, Jamaica

(Gonf iantini.1975).

.- 3 . 1 . 5 - Un estudio más complejo fue llevado a cabo por Cotecchia et

al. (1974) en la península Salentina, en el sureste de

Italia. El irea cstudiada forma el extremo del "talón" en la

península italiana, y está constituida por una formación caicarea

karstiíicada de edad cretácica, con una longitud aproximada de 140 Km.

por 40 Km. de ancho, siendo la altitud entorno a l o s 30 - 50 m. En el

acuifero, el agua dulce se dispone como una lente "flotando" sobre

agua marina, con una interfase cuya profundidad se ajusta

aceptablemente a la conocida expresión de Ghyben-Herzberg.

. . I T - ^ ^ _ ^ ^ ^ ~ " . id C U ~ U ~ D L C L O ~ ~ i so tóp i c r . d e ?os distintos componentes se pi.iedc'

expresar del siguiente modo:

159

6180 6D

Agua subterránea dulce -5.00 -34.0

Agua subt. profunda (mar) +1.07 +8.5

lar Jónico +1.30 +9.0

Har Adriático +0.80 +7.5

c pmc 6% 14

95.0

1.8

112. o

81.0

-12.0

-6.0

-3.3

-2.6

El contenido en isótopos estables de las aguas subterráneas

profundas, bajo la interfase, es similar al que presentan los Uares

Jónico y Adriático, mientras que los contenidos en carbono-13 y carbono-14 son bastante distintos. Los valores obtenidos en 13C, más

negativos que los medidos en el agua marina actual, fueron atribuidos

a la migración (por difusión) de las especies carbonosas inorgánicas

disueltas, a partir del agua dulce, en la parte superior del acuífero. donde su concentración es d s del doble. Este hecho queda reflejado en la Pig. 7 . , donde se muestra la relación entre 13C y el carbono inorgánico total disuelto.

En principio, a partir del contenido en carbono-14 de las aguas profundas se puede estimar la época de intrusión, que resulta ser de

unos 25,000 años o más. Sin embargo, la concentración en carbono-14 está "contaminada" por las especies carbonosas que se han difundido

desde el nivel de agua dulce suprayacente,y por tanto, la edad del -a aurini en el icutfero debe ser diferente de los 25,000 años

calculados.

Es tanibián importante destacar que la difusión del carbono

inorgánico disuelto desde el agua dulce superficial hacia el agua

salada profunda no está acompañada por una difusión similar del agua, que debería originar un cambio paralelo en la composición isotópica de

la Última. Solo las especies carbonatadas sufren la difusión, con una

movilidad aparentemente mayor que la de otras especies.

160

Un punto i n t e r e s a n t e que seña lan Cotecchia e t a l . se r e f i e r e a

l o s cambios en l a i n t r u s i ó n d e l agua marina en func ión d e l a s

condic iones pa l eoh id ro lóg icas y pa l eoc l ima t i cas . D e hecho, du ran te l a

época de máxima r e g r e s i ó n hace u n o s 14 ,000 años B.P., l a anchura !ie l a

península S a l e n t i n a f u e considerablemente iiiayor, ya que e 1 n i v e l d e l

mar se encont raba unos 100 m. po r deba jo d e l n i v o l a c t u a l , po r l o que

i a i n t e r f a s e agua d u l c e agua s a l a d a e s t a r í a más profunda , y po r c ~ , , c v :. - I -. se .uí;a meyoc. entrns~iJn 4; e . ;p~sur de L a ieriie ae agua

dulce f lo t ando sobre el agua de mar.

7-1----- o

t : l u m '1

ni O 0 o Agua dulce y

con ba ja s a l i n i d a d

U U 0 0 0

Agua subterránea m p r o f . A l t a s a l i n . o + * Mar

Mar Adriático JÓnico

Figura 7 . - Contenido en carbono t o t a l d i s u e l t o f r e n t e a La

concent rac ión en c i rbsno- 13 e? l a pen ínsb la Saieritlr:a, Sttr de I t a l i a .

Es ta r e l a c i o n muestra e l cambio gradual de l a s e s p e c i e s carbonosas

d i s u e l t a s en l a s aguas sub te r r áneas hac ia el bicarbonato da1 agua de

mar. (Cotecchia e t a1.1974).

!E!

Esta situación fue modificada durante la última transgresión

marina (Ylandriense), que clevó el nivel del mar a su estado actual.

ilri remanente de agua marina antigua quizá permanece todavía bajo el

agua dulce, mostrado un ligero enriquecimiento isotópico - aunque de

hecho muy pequeño, y posiblemente dentro de la dispersión que se

observa en los sistemas hidrogeológicos - puesto que se han

encontrado en las partes profundas del acuífero contenidos isotópicos

superiores a l o s actuales. Es conocido el hecho de que durante las

glaciaciones los contenidos en oxígeno-18 y deuterio del océano - y probablemente del Mar Mediterráneo también - eran superiores entorno

a i y respectivamente, respecto a los valores actuales,

debido a la acumulación de agua isotópicamente ligera en los hielos

polares y continentales (Chappel y Shackleton, 1986; Mix y Pisias,

1988).

311.h ,dn .ui, esyu:io - - - ~ : - - i I - -- L ~ ~ L L L L ~ U V C I I La yctiírisula de Qakar, Yurtsever y

Payne (1978) pudieron demostrar que las aguas subterráneas

superficiales on las formaciones calcareas eocenas denominadas Hofuf y

Dam son el resultado de la mezcla de tres componentes. Estas derivan

de (i) l a recarga a partir de la precipitación local, (ii) la conexión

con el acuííero profundo dc Umm-Er-Haduma, y (iii) de la intrusión de

agua marina.

L a s características químicas e isotópicas de estos tres componentes

s o n :

Hecarga lluvia local < 10

I J m - Er- Hadiima 25- 50

Agua marina (G. Pdrsico) 700

6D T(TU)

-2 .32 -8 .6 5-9

-5.10 - 4 0 . O O

+2.16 t 1 5 . 5 -

162

E l s i s t ema r e s u l t a n t c es b a s t a n t e complejo, como puede obse rva r se

en e l diagrama c l o r u r o s - '*O de l a Yig. 8 , pero l a p re senc ia de

agua marina en e l a c u í f e r o s u p e r i o r es e v i d e n t e , a s í como l a d e agua

procedente d e l a c u i f e r o profundo en l a p a r t e s u r d e l a pen ínsu la . F:n

s u con jun to , l a información ob ten ida a p o r t a un a s p e c t o p r á c t i c o en el

d e s a r r o l l o d e l o s r ecu r sos sub te r r áneos , que c o n s t i t u y e n l a Única

f u e n t e de agua du lce en Qatar .

F igura 8.- Contenido en c l o r u r o s f r e n t e a l a concen t r ac ión en

oxígeno-18 en l a s aguas sub te r r áneas de l a pen ínsu la de Qa ta r . Es ta

r e l a c i ó n mues t ra una mezcla de tres componentes: agua du lce

sub te r r ánea s u p e r f i c i a l ; agua sub te r r ánea s a l a d a p roceden te d e l

a c u i f e r o profundo Unm-Er-Raduma; y , agua de mar (Yur t seve r and Payne,

1978).

163

3 . 1 . 7 .~ -- En el acuífero calizo de edad jurásica que forma el Judean

Group,en Zevulum Plain,(Norte de Israel), la mezcla del

agua subterránea con aguas del Mar Mediterráneo fue probada mediante

las correlaciones de oxígeno-18 y cloruros (Arad et al. 1975). La

presencia de salmueras en profundidad fue rechazada ya que la

concentración en cloruros nunca supera a l a d e l agua marina. Otros

posibles orígenes fueron tambien descartados con arguitientos

hidtogeológicos, químicos o isotópicos. De este modo, la hipótesis de

la intrusión durante la transgresión Flandriense, fue también

rechazada.

El agua marina parece ser transportada tierra adentro a través de

un sistema de fallas y fracturas, que llevan asociados planos

verticales brechificados. Este mecanismo de transporte es dispersivo y

la interfase agua salada - agua dulce no se mantiene como tal. A pesar

de importantes Lonibeos, no se detecta la aparición de aguas altamente

salinizadas.

. 3 . 2 ___ -_ Intrusión . - -. - de - . agua - marina en acuíferos poro=,

3.2.1 - Los isótopos ambientales y algunas técnicas hidroquímicas

fueron utilizadas para determinar e l origen de la

salinización en l as aguas subterrimeas en un acuifero aluvial costero

en e l area de Minjur, S E . de India (Nao et al. 1987). Este acuifero,

fori?ado por depósitos arcillosos y arenosos entrelazados, muestra

bast antr heteroeerieidad y un confinamiento diccont inuo.

La sobre explotación del acuifero crea un pronunciado descenso en

1 a superf icie piezométrica, particularmente durante la estación seca,

que puede incluso alcanzar cotas por debajo del nivel del mar y

detetminar así la intrusiijn marina. Otras posibles fuentes de

salinización del agua subterránea pudieron ser la presencia de bolsas

164

+ 2 0 .

+10

60%. o

-10

-?o.

-30 .

- 4 0 .

de aguas hipersalinas, la existencia de canales alimentados por agua

marina y actividad de salinas durante el pasado. Todas estas fuentes

potenciales de salinización contribuyen en diferente grado al

deterioro de las aguas Subterráneas, y para un correcto control de l o s

recursos hídricos, es importante conocer la contribución relai iva de

cada una de estas fuentes.

.

.

.

Desde e1 p m t n di vista químico, las aguas subterráneas profundas

son similares al agua de mar actual, al menos para l o s iones

mayoritarios; por el contrario, l o s minoritarios y l o s elementos-

-traza, muestran ciertas desviaciones, posiblemente debido a la

interacción con la matriz del acuífero. También las aguas hipersalinas

son quimicamente diferentes del agua de mar. Este hecho apoya la idea

de que la intnisiún ocurrió ya hace un tiempo, y está tm coricordancia

con l o s contenidos en tritio, generalmente por debajo d e l nivel de

detección.

A PROIUNDA loNA 1

/ -7 -6 -5 -L -3 -2 -1 o 4 +2 4 +L

6 ' 8 0 x.

Figura 9 . A . - Composición isotópica de las agua subterráneas en el

acuífero de Ninjur, SE. de India (Rao et a l , 1987). Dos niecanismos de

salinización pueden identificarse; mezcla con agua mariria y

evaporación. 165

PIEZOMETROS 1 A ZONA PROFUNDA

O Z.MEOIA

O Z.ALTA

AGUA

/' en/

Figura 9.B.- Los mecanismos identificados en la figura 9A son

confirmados en este diagrama cloruros - "0 (Bao et al, 1987).

Los isótopos estables muestran la existencia de tres tipos de

aguas: (i) agua dulce "no contaminada" del acuifero de Uinjur, dispuesta sobre la línea de agua meteórica en el diagrama 180-D;

(ii) aguas originadas a partir de la mezcla de agua dulce y agua

marina; y (iii), aguas sujetas a evaporación. Como era previsible, las aguas superficiales y los canales con agua marina, se disponen a lo

larlo de l~nepo de evaporación C M B.ndirikO8 d 0 - 0 5.5. (Fig. 9A).

Kn el gráfico '*O - cloruros se nuestra que la salinidad de las aguas subterráneas deriva, bien a partir de mezcla con agua del mar.

bien a partir de agua sujetas a evaporación, o como consecuencia de la disolución de sales cerca de antiguas salinas (F ig . 98 .). Por otra parte, el relativamente alto contenido en tritio de las aguas

subterráneas hipersalinas (3 TU) indica que Bstas derivan del lavado

de depósitos salinos y no se trata de agua connata.

100

3.2.2 - Los isótopos estables fueron asimismo utilizados para

averiguar el origen de la salinización en un acuífero

aluvial denominado “Puelchense” en la proximidad de la ciudad de La

Plata en Argentina (Levin et al. 1973). En este caso, la componente

marina de la posible mezcla sería el agua del estuario del Rio de La

Plata, que es ya una mezcla con agua oceánica.

F:l acuifero Puelchense esta compuesto de arenas finas y se dispone

a una profundidad comprendida entre los 25 y los 4 4 m. bajo el nivel del mar. Su salinidad incrementó considerablemente como consecuencia

de la explotación, y la identificación de su origen fue el principal

objetivo de dicha investigación.

LOS resultados indicaron que más de un proceso es responsable de la

salinización, siendo el lixiviado de sales el que parece más

importante. Por ejemplo, la muestra más salina mostró una composición

isotópica virtualmente idéntica al agua subterránea no salina dentro

del mismo sector. Por el contrario, otras muestras salinizadas se

disponen sobre una aparente línea de mezcla con el agua del Rio de La

Plata en el diagrama 180-D (Fig. en sales

no corresponde con las proporciones de mezcla indicadas por los

isótopos estables: es por ello razonable suponer que otro proceso

coexiste con la disolución de sales, como la evaporación parcial del

agua antes de La infiltración. Este proceso de evaporación podría

0curri.r en las zonas pantanosas que se extienden entre la ciudad y el rio. Así, la línea definida por las muestras de agua Subterránea en

dicho diagrama, no representa una línea de mezcla con las aguas del

R í o de l a Plata, qino una línea de evaporación.

10.). pero su contenido

En principio, en base a la composición química e isotópica, la

intrusión del agua del estuario puede ser significativa sólo en un sitio, (pozo “Depósito de la Hidraúlica), que es el situado m a s

próximo a la orilla del río: s i n embargo, también en este caso,

mLor!?o a1 40% d~ l a calinidad derivaría del lixiviado de sales. Finalmente, tomando todos l o s datos en su conjunto, la hipótesis de la

intrusión del Hío de La Plata no parece probable.

-30 -# 4 -a O

Oxigcna-I8 ( o / o o )

Figura 10.- Abundancias isotópicas en el acuíEero "Puelchense", La

Plata, Argentina (Levin et al, 1973). Se observa una línea de mezcla

aparente entre agua subterránea y agua del río de La Plata que en

realidad se debe a la evaporación del agua. La relación entre la

composición isotópica y la salinidad indica que la mezcla no es

responsable de la correlación mostrada en 1- figzre.

3.2.3 - Un estudio similar se llevó a cabo para determinar el origen

de la salinidad en el área del Mar del Plata, tambih en

Argentina (Figini et a1,1983). Los contenidos en oxígeno- 18 y

deuterio no se correlacionaron con las concentraciones en cloruros, y

p o r tanto se concluyó que las sales disueltas en el agua Subterránea

procedian del lixiviado de ia matriz del acuífeto y no de la

intrusión marina. Aunque esta conclusión, apoyada por los datos

químicos, es probablemente correcta, se debe señalar que los isótopos

e s t a b l e s Íueron medidos en muestras que contenian menos de 25 meqv/i

en cloruros, es decir, menos del 5% de agua marina. Este contenido

corresponde con unas variaciones isotópicas de 0.2 y 1.4 Oí00 en

oxígeno-18 y deuterio respectivamente, que son demasiado pequeñas

para ser detectadas con certeza.

3;2.4 - La presencia de agu2 marina en las fuentes termales en el

correlación entre cloruros y 18ü, Stahl et al (1974).

Valle de Sperkhios, Grecia, fué confirmada a partir de la

3.3 La identificgción de aIcuas connatas

3.3.1 - Los isótopos ambientales, y en particular los isótopos

estables, proporcionan también un medio para identificar

las aguas connatas, es decir, aguas marinas atrapadas en los'poros de

los sedimentos durante su deposición. Sin embargo, el problema es con

frecuencia complejo, por los procesos geoquimicos sufridos por el agua

antes y después de la deposición. De hecho, ciertos procesos c o m la

evaporación, la hidratación y deshidratación de minerales,

intercambios con la matriz (incluyendo intercambios con el agua de

cristalización de los minerales), ultrafiltración, mezcla y difusión, pueden afectar a la composición química e isotópica del agua de tal modo que sea difícil identificar BU origen.

3.3.2 - Efectos isotópicos producidos por procesos geoquímicos.

(1) La evaporación del agua marina esta acompañada,

especialmente en las Últimas etapas, cuando la salinidad se aproxima a

la saturación, por efectos isotópicos debido al descenso de la

actividad tennodinámica del agua y a los fraccionamientos entre el agua de hidratación de los iones y el agua. Una exposición detallada se encuentra en Gonfiantini (1986).

(2) 91 agua de cristalización de los minerales es , en general, isotópicamente diferente de la del agua madre. Por ejemplo, el agua de cristalización del yeso, que es el más importante de los minerales hidratedos, esta enriquecida en 0x5-18 un 4°ioa, y .ipobrueido un 15°/oo en deuterio con respecto a su agua madre (Gonfiantini y

Fontes. 1963; Fontes y Gonfiantini, 1967). Por otra parte, la

deshidratación del yeso, o hidratación de la anhidrita, puede añadir o eliminar del sistema agua con composición isotópica diferente, que no obedece la relación general (1) de las aguas meteóricas. Un ejemplo de

la hidratación de anhidrita es presentado por Bath et al. (1987),

donde en el agua de cristali%rc~bn del yeso se observa una pendiente de 3.5 en la relación '*O - D, muy próxima a la esperada según los factores de fraccionamiento.

170

3.3 ._ La identificación __ de aguas connatas

____ 3 . 3 . 1 - Los isótopos ambientales, y en particular los isótopos

estables, proporcionan también un medio para identificar

l as aguas connatas, es decir, aguas marinas atrapadas en los poros de

l o s sedimentos durante su deposición. Sin embargo, e l problema es con

frecuencia complejo, por los procesos geoquimicos sufridos por el agua

antes y despuhs de la deposición. De hecho, ciertos procesos como la

evaporación. la hidratación y deshidratación de minerales,

intercambios con la matriz (incluyendo intercambios con e l agua de

cristalización de los minerales), ultrafiltración, mezcla y difusión,

pueden afectar a la composición química e isotópica del agua de tal modo que sea difícil identificar su origen.

32.2 - Efectos isotópicos producidos por procesos geoquimicos

(1) La evaporación del agua marina esta acompañada,

especialmente en las Últimas etapas, cuando la salinidad se aproxima a

la saturación, por efectos isotópicos debido al descenso de la

actividad termodinámica deL agua y a los fraccionamientos entre el agua de hidratación de l o s iones y e l agua. Una exposición detallada

se encuentra en Gonfiantini (1986).

(2) K1 agua de cristalización de l o s minerales es , en general, iict6pi~iminfi r! i f~yentc de 12 de1 ~ Z L I ~ m e d r e F ' c r ejem?lcj el zgt.12 4 0

cristalización del yeso, que e s e l más importante de los minerales h i t i r - a t a d c s , r 'st i i r . n r i q i J r f i d n r n oxígeno 18 un 4'/0o, y empobrecido

un 15'/00 en deuterio con respecto a su agua madre (Gonfiantini y

Pontes, 1963; E'ontes y Gonfiantini, 1967). Por otra parte, la

deshidratación del yeso, o hidratación de la anhidrita, puede añadir o

eliminar del sistema agua con composición isotópica diferente, que no

obedece l a relacith general íij d e iss aguas meteóricas. Un ejemplo de

la hidratación de anhidrita es presentado por Bath et al. (1987),

donde en e 1 agua de cristalizacldn del yeso se observa una pendiente

de 3.5 en la relación '*O - D, muy próxima a la esperada según los

factores de fraccionamiento.

( 3 ) Los intcrcanibios i s o t ó p i c o s d e l agua con la m a t r i z d e l

a c u i f e r o son l e n t o s a b a j a tempera tura y en gene ra i no son

cons iderados . S in embargo, en e l caso de agua de formación, e l tiempo

d e r e s i d e n c i a nn el a c u i f e r o es a menudo muy grande y po r o t r a p a r t e ,

la c u p e r r i c i e de con tac to de los ini.nerales con e l agua es impor tan te .

F:ri e s t e caso , l o s e f e c t o s i s o t ó p i c o s por procesos d i a g e n é t i c o s pueden

ser de impor tanc ia . En t r e e l l o s , el más f r e c u e n t e es e l

enr iquec imiento on '*O en eL agua, ya que l o s sedimentos en

profundidad se encuent ran a una tempera tura s u p e r i o r en r e l a c i ó n con

l a época d e depos ic ión .

( 4 ) Los in te rcambios i s o t ó p i c o s con e l agua d e c r i s t a l i z a c i ó n

d e l o s mi-nerales son por e l c o n t r a r i o b a s t a n t e r áp idos . Los e f e c t o s

i s o t ó p i c o s producidos se rán impor tan tes s ó l o s i e l agua p r e s e n t e en e l

s i s tema no e s t á en e q u i l i b r i o con e l agua de c r i s t a l i z a c i ó n .

( 5 ) La u l t r a f i l t r a c i ó n a t r a v é s de membranas a r c i l l o s a s

produce un enr iquec imiento en i só topos pesados y un aumento en l a

concent rac ión de c a t i o n e s mul t iva l en te s en l a salmuera r e s i d u a l

(CopLen y Hanshaw,l913). Para so luc iones d i l u i d a s , l a r e l a c i ó n e n t r e

l o s f a c t o r e s d e f racc ionamiento d e l oxígeno-18 y d e u t e r i o es

aproximadamente 3 , y e s t o se debe r í a r e f l e j a r en l a desv iac ión d e l a

composición i s o t ó p i c a o r i g h a l . S in embargo, F l e i s c h e r e t a l . (1977)

sug ie ren que en l a s salmueras l o s e f e c t o s pueden no ser s i m é t r i c o s

para Los dos i só topos pesados con r e spec to a l o s f racc ionamientos

observados pa ra so luc iones d i l u i d a s , debido a l a r e t e n c i ó n

p r e f e r e n c i a l d e l oxígeno pesado, y el hidrógeno l i g e r o en l a e s f e r a d e

h i d r a t a c i ó n de l o s c a t i o n e s .

( 6 ) La mezcla de aguas puede también provocar cambios en las

coniposiciones químicas e i s o t ó p i c a s .

( 7 ) Los procesos d e d i f u s i ó n t i e n e n en gene ra l d i f e r e n t e s

ve loc idades pa ra iones e i só topos , d e modo que l a s aguas r e s u l t a n t e s

no obedecen l a r e l a c i ó n l i n e a r e n t r e e l contenido s a l i n o y l a

composición i s o t ó p i c a en las mezclas h a b i t u a l e s . Por e jemplo , e l

c o e f i c i e n t e de d i f u s i ó n d e l agua es aprox. 1 . 7 veces mayor que e l d e l

i ón sodio ( ü a r r y b;lrnessiery,l919).

171

La mayoría de los estudios en la bibliografía acerca de la

composición isotópica de las aguas de formacibn se refiere a las aguas

que coexisten con petróleo. Aquí, sin embargo, discutiremos s ó l o

algunos ejemplos seleccionados que están mas próximos al tema presente.

~- 3 . 3 . 3 - Las salmueras de las formaciones marinas del mesozóico del NW

de Polonia han sido estudiados por Dowgiallo y Tongiorgi

(1972). Las condiciones geológicas de estas formaciones, generalmente

estratos alternantes de areniscas y arcillas, indican que las

salmueras pueden derivar de aguas corinatas.

Los contenidos en sal aumentan con la profundidad y alcanzan

valores que exceden en varias veces los del agua del mar. lista

salinidad tan alta, así como l o s cambios en la composición química en

relación al agua del mar, se atribuyr al filtrado iónico por membranas

arcillosas durante la compactación de los sedimentos.

Existe una correlación estricta entre 1 3 composición isotópica de

la salmuera y su contenido salino, como se aprecia on la Fig.11A.;

para un contenido en oxígeno 18 de Oo/oo, la saliriidad es de

118 gr/l., unas tres veces la del agua marina. La correlación entre el

oxígeno-18 y el deuterio (Pig.llB) es también excelente.

Estas dos relaciones indican dilucibn por agua meteórica dulce de

la salmuera original que deriva del agua marina atrapada en los

sedimentos. E l proceso de ultrafiltracibn por membranas arcillosas,

que determina el incremento de la concentración en sales,

probablemente tambien afecta las relaciones de l o s isótopos estables, determinando a s í la débil desviaci5n de Id r.eldciÚn l8CJ - D de ld

composición isotópica del agua del mar.

La hipótesis alternativa sobre el origen de la salmuera, basada en

el lixiviado de sedimentos por aguas meteóricas puede ser

definitivamente descartado.

172

1 O0

90

80

70 h

rl > 10

~ 50

c m

M v

m Q .A

.rl ,-l

2 30

20

10

O

-10 -8 -8 -4 -2 O

Oxígeno-18 ( o / o o )

Figura ll.A. - Contenido en sales frente a la concentracih en

oxígeno-18 en unas salmueras en e1 NO de Polonia. (Dowgiallo arid

Tongiorgi, 1972). E1 incremento en la concentración do sales tin

relación al agua marina original connata se atribuye a la filtración

en membranas arcillosas.

3.3.4 - Relaciones muy similares a las expresadas 6 x 1 la sección

precedente fueron observadas por Bath arid F;dmurids ! 1981) fin

muestras de agua intersticiales, recuperadas mediante centti€ugación

a partir de un sondeo en la formación del Cretácico Superior al b: de Inglaterra. El quimismo indica que la fracción d e agua marina

(connata) incrementa con la profundidad. A s í , a una profundidad de

380 m. la concentración en cloruros alcanza 20,000 mg/l, ligeramente

por eccima del ague mzrina. E r t i c ~ n c e n t m r i ó n parece continuar

aumentando con la profundidad: por ejemplo, se encuentran 23,700 mg/l

a 530 m. También la concentración en sodio excede a la del agua del

mar a profundidades mayores d e 4 7 0 m.

/ 10

O

-10

-20

-30

-44

-50

-60

-70

-80 -10 -8 -4 -2 O

kigeno-18 (oloo)

Figura 11.8.- Correlación entre los contenidos en oxígeno-18 y

deuterio en salmueras en el 10 de Polonia (Dowgiallo and

Toiigiorgi.1972). La línea superior representa a la línea de agua

meteórica. 1.a línea de ajuste por mínimos cuadrados pasa próxima a la composición del agua marina, confirmando la presencia de agua marina en las salmueras.

El contenido en isotopos estables también aumenta con la profundidad

y 1. 8.linid.d (pis. U). Sin &-o, 108 v d o n s ri+ peSitiVO8 8011: O = -3.7 y D = -17°/00, a los que corresponde un contenido en 18

cloruros de unos 20 gr./l, a rlna profunaidad de 480 m. Estos

contenidos en isótopos pesados están muy por debajo del agua marina

actual, as í como del océano cretácico. De hecho, los océanos

pre-glaciales solo estuvieron empobrecidos un uno por mil y un 10 /o0 en deuterio respecto a la composición actual, como se deduce

de los datos isotópicos observados en foraminíferos (Shackleton y

Kennett,1975). También se obtienen valores similares asumiendo una

completa fusión de las masas de hielo.

O

174

+:stos autores creen que la ultrafiltración no puede producir

dichos fraccionamientos y efectos químicos en base al mayor tamaño en

l o s poros de los esquistos cuando se comparan con los de las arcillas.

!+&o está apoyado por l a ausencia de fraccionamientos elementales.

Tampoco los procesos diageriéticos pueden afectar simultáneamente al

contenido isotópico del agua intersticial. Por otra parte, la

difusión se cree que es el pr-Lncipal mecanismo que podría explicar las

correlaciones observadas entre salinidad y contenidos isotÓpicos.Sin

embargo, las concentraciones en sodio y oxígeno- 18 no parecen

ajustarse a tendencia que cabría esperar para un proceso de difusión.

De hecho, la desviación respecto a un proceso puro de mezcla aumenta

regularmente con la salinidad (Fig. 12), mientras que debería

alcanzar un máximo, y más tarde l o s valores deberían converger hacia

la composición isotópica del agua marina. Por otra parte, otros

procesos además de la difusión deben jugar un papel importante en la determinación de la composición química e isotópica del agua

intersticial de dicha formación.

. 3.3.5 _- - Las técnicas isotópicas fueron aplicadas para determinar el

origen del agua salina subterránea que aparece en la parte

norte d e ia lianura Cul-de Sac, Republica d e t ioi t i (Gof í f i an th i y

Simonot.1987). Estas aguas se cree que derivan de la mezcla de aguas

dulces recientemente infiltradas, con agua marina de formación

atrapada en los sedimentos arcillosos, cuando estos emergieron al

comienzo del Cuaternario.

La composición química de las sales disueltas muestra un origen

mai-inü. s i n eabargu, :a composici6n isotjpica del arda indica 1-

existencia de un proceso más complejo que la simple mezcla. De hecho,

el agua subterránea salinizada. aunque débilmente enriquecida en isótopos pesados con respecto al agua subterránea reciente, no muestra

una desviación apreciable de la línea meteórica (WMWL), es decir, no

presenta evidencias de mezcla con agua marina, o con agua sometida a

evaporación.

175

Figura 12.- Concentración en oxígeno-18 frente a sodio en el agua

intersticial extraida de un sondeo en la formación Chalk, Inglaterra

(Bath and Edmunds, 1981).

Una posible explicación es que e l agua subterránea salina derive

del agua de lluvia infiltrada durante e l Pleistoceno, cuya composición

isotópica estaría ligeramente enriquecida en isótopos pesados con

respecto a la precipitación actual. Ya se citó que durante las

glaciaciones la composición isotópica de l o s océanos era l0/oo y

10°/oo más alta que hoy en día, como consecuencia de la gran

cantidad de agua, isotópicamente ligera, acumulada en forma de hielo

sobre los continentes. De acuerdo con esta hipótesis, la salinidad de

las aguas subterráneas se debería al lixiviado de l o s sedimentos.

Una hipótesis alternativa se basa en l a existencia de lagunas y

albuferas como consecuencia del levantamiento al inicio del

Cuater-nario. El agua de la laguna, fundamentalmente alimentada por

la escorrentía y sometida a evaporación en condiciones de alta humedad

relativa, sufriría un leve enriquecimiento en isótopos pesados con

relación al agua de alimentación, pero sin una desviación apreciable

de la linea WMWL. Este agua se infiltraría para producir el agua Subterránea salada que se encuentra hoy en día.

176

Estas son las principales características d e l conjunto. pero

(jebe destacarse que existe por i o menos un pozo, en la parte NO

de la llanura, donde las variaciones químicas e isotópicas en el

tiempo no estan de acuerdo con la mezcla de agua salada connata.

I.:xiste también otro POLO en el sector NE de la llanura, que muestra un

contenido salino superior al agua del mar, y una composición isotópica

qae se desvía de la línea WMWL, de dificil interpretación

(ultra€ iltracion?) .

+6

3 . 3 . 6 Otro ejemplo de agua de formación en sondeos profundos es

descrito en lsrael por Vleischsr et al. (1977). En este

coso, se distinguen tres tipos de aguas:

124

- . MAR MUERTO

(a) En la llanura costera del Mediterráneo las aguas parecen

haberse originado en un ambiente marino de tipo lagoon, es decir, con

un quimisino similar al agua marina y un ligero enriquecimiento en

isótopos estables pesados debido a la evaporación. Es un caso similar

al ejemplo anterior de Haití.

A

Figura 13.- Salinidad frente a oxigeno- 18 en salmueras muestreadas en

sondeos profundos, lsrael (Fleischer et al, 1917) Las diferentes

tendencias indican cuando 01 orígen de estas salmueras e s t a

relacionado con un ambiente marino (lagoons) o con ambientes

continentales (como e l Mar Muerto).

111

(b) En el área montañosa entre el Mar Mediterráneo y el Rift

Valley, las formaciones superiores han sido lixiviadas por el agua

meteórica durante el Pleistoceno, mientras que las formaciones más

profundas de edad jurásica todavía contienen salmueras de agua marina

concentrada, que han sufrido procesos de ultraf iltcación. Esto parece

haber determinado el gran incremento de salinidad observado ~ que

puede alcanzar la saturacion en halita - y un 1.igero incremento en el

contenido isotópico.

(c) En e l Rift Valley las salmueras son ricas en magnesio, y son

similares a las encontradas en el área del Mar Muerto. La composición

isotópica i on f inna sil origen como se observa en la yig. 1 3 .

-~ 3 . 3 . 7 - Un Último ejemplo e s descrito por Knauth et 21. (1980). que

investigaron la geoquimica isotópica de las aguas subterráneas en l o s domos salinos del Golfo de México. Concluyen que s o l o aguas de

f o r a c i ó n son rompatlhles con 1c.s cmtenidss isotSpicos ~bsscvados.

Esta conclusión se basa en un estudio previo de Clayton et al. (19661, quienes caracterizaron isotópicamente las aguas de formación de este

área. Ciertos procesos de tipo diagenitico, como intercambio con

minerales arcillosos y ultrafiltración podrían afectar la composición

isotópica del agua, mientras que la evaporación, deshidratación de

yeso o intercambio con anhidrita se consideran menos importantes.

3 . 3 . 8 - De la discusion y ejemplos anteriores, asi como de otros

ejemplos tomados de la literatura, el lector puede tener la

impresión que, especialmente en e1 problema de la identificación del

agua connata, l o s isotopos ambientalcs son a menudo de d i f í c i l

interpretación y en ciertas ocasiones esa interpretación no es

convincente y no está en total acuerdo con los datos disponibles.

Hay obviamente parte de razón en esto. Las dificultades mostradas

por l o s isótopos ambientales en muchos aspectos deben ser admitidas,

pero esto no debe ser considerado como un inconveniente del uso de

técnicas isotópicas. Estas técnicas simplemente muestran l o s aspectos

complejos de los procesos naturales que otras técnicas no muestran, ya

que en base Únicamente a datos químicos suelen ser incompletos o

d e n i o s i d d o simples. Si rcestra i-terpretacid: actg.1 de I n s d s t o r

isotópicos no e s satisfactoria o dudosa, se debe a nuestro incompleto

conocimiento de l a geoquimica de l o s isótopos. Se espera que la

acumulación continuada de datos ayudará a clarificar muchos de estos

aspectos, e s decir, a mostrar l o s mecanismos de los procesos naturales

en tkrniinos genera les.

4 . EJKMPLOS UE lD~~N'i'lY1CAClON UE AGUA DULCE SUPEHYIClAL EN LAS AGUAS

SUBI'KHHANEAS .

Aunque, siendo estrictos, este tema no está relacionado con la

i.ntrusibn de agua marina, se discutirá aquí brevemente ya que, desde

e1 punto de vista isotópico, los dos problemas son análogos: para

ambos la solución se basa en el uso de las diferencias isotópicas d e

l o s componentes PUK-OS para identificarlos en la mezcla y estimar sus

proporciones relativas. Además en el caso de mezcla de aguas dulces la

composición química no es de gran ayuda.

No obstante, para utilizar el método isotópico. la condición

previa a satisfacer es que los componentes de la mezcla presenten

composiciones isotópicas diferentes. En el caso de aguas

superficiales, estas pueden ser diferentes de l a s aguas subterráneas

con l a s que se han puesto en contacto,como consecuencia de: (1) previa evaporacioti, ( i j proc-edencia &E üii Qrea d e recarga s i t u ~ d = z mayor

altitud Otros casos no son frecuentes y no son considerados.

El tritio ambicrital puede también ser iisado en alguna ocasión

como trazador del agua superficial.

En la revisión d e las aplicaciones que se han llevado a cabo, nos

limitaremos a los casos "positivos", es decir, aquellos en l o s que la

presencia de aguas superficiales ha sido efectivamente detectada en

ias aguas subterráneas, y no consideraremos los casos frecuentes en

que el método ha proporcionado resultados "negativos". Estos son los

casos en que la fracción de agua superficial en las aguas subterráneas rstá por debajo del límite de detección del dtodo - generalmente en el orden del 10%. Sin embargo, no se puede afirmar que los resultados “negativos“ no aporten información hidrogeolósica de interés.

4.1. Mezcla con a m a sometida a evavoración.

El agua de lagos cerrados está generalmente enriquecida en isótopos pesados como consecuencia de la evaporación. Este hecho ha sido utilizado para identificar la infiltraci6n del agua de los lagos en las aguas subterráneas.

4.1.1. - El Laso Chad, en el Africa Central. no tiene salida natural, 2

y su superficie - que varía desde 20,000 a 2000 Km dopende de la relación anual entradar/evaporación dentro de un ciclo de años. A pesar de ello, la conductividad del agua del lago no excede generalmente los 1000 S.cm , que parece mostrar la existencia de iqportantes pérdidas de aguas no super€iciales. En una investigacih lleV8d8 a cabo por Fontes et a l (1970) l a presencia de agua del lago en las aguas subterráneas superficiales fue identificada a partir de los contenidos en isótopos pesados. Sin embargo la fracción del agua del 1.80 decrece dpidamsnte con la distancia a la orilla y llega a ser virtualmnte despreciable a unos pocos cientos de metros.

-1

- 4.1.2. - E1 mdtodo isotópico no proporciona una estimación del flujo, a menos que las medidas se realicen frecuentemente

al objeto de identificar posibles variaciones estacionales en las aguas subterráneas. Esto fue realizado con éxito por Stichler and nosor (l9i9) m un p.pu”a 1.80 m la Itep6blica Peéeral de Alemanii. Los pozos localizados a una distancia que oscilaba entro unos pocos y 200 m. del lago, mostraron que 01 agua fluía principalmente hacia el norte, en cuya dirección se observaron los contenidos más

altos en deuterio en las aguas subterráneas. Las salidas nibnuperficiales resultaron ser pequeñas, pero todavía significantos hacia e1 O y E, mientras que hacia el sur eran minimas. Las variaciones estacionales en la composición isotópica de las aguas subterrineas, reflejando los cambios en e l lago, decrecen a distancies

180

crecientes y muestran un desfase, indicando una velocidad del agua

cubierránea hacia ei riorke eiitoi-iiü a 0.5 a 1 íri por d i a .

4.1.3. - En una investigación llevada a cabo en el Sur de Turquía,

Dincer and Payne (1971) pudieron provar la contribución de

los lagos de la Meseta de Anatolia a las surgencias karsticas al pie de Las Montañas del Taurus. A partir del contenido en deuterio del flujo base en el rio Koprucay €u6 posible deducir que el 31% del agua

procedía del lago Egidir. El error en esta estimación no se cita, pero

un razonable valor sería (31 + 10) X . Otras surgencias karsticas costeras no mostraron una contribución significativa de lagos y/o

aguas subterráneas en la Heseta Anatólica. Es también importante

señalar que la identificación isotópica del agua se basó en el alto exceso en deuterio (d>20 O i o o ) , característico de la precipitación

en las regiones costeras del Mediterráneo, mientras que en la Meseta

AnatÓlica, es tan so lo de un 10°/oo.

4 . 1 . 4 - En condiciones áridas, la evaporación puede afectar

significativamente a la composición del agua de los rios.

Por ejemplo, el agua del Nilo Blanco presenta un contenido en isótopos

pesados mayor que las del Nilo Azul, y esta diferencia ha sido

utilizada para investigar el origen de las aguas subterráneas en la península que forman la confluencia de estos rios en Khartum

(Harlberg and Shefi, 1975). Se cree que el enriquecimiento en isótopos

pesados en el NiLo Blanco ha sido adquirido a su paso por las regiones

pantanosas del sur del Sudan.

__ 4 . 2 Mezcla con aRua procedente de altitudes superiores.

Este es el caso de los rios que proceden de montañas en altas

cotas, que presentan, al alcanzar las tierras bajas, un contenido en

isótopos estables considerablemente inferior al de la precipitación

local, que es la otra posible fuente de recarga en las aguas

subterráneas. LOS ejemplos disponibles en la bibliografía científica

son muy numerosos, y por lo tanto solo nos referiremos a aquellos que

son considerados mas significativos.

181

4.2.1 - E l agua d e l r í o Chinibo en Ecuador procede mayormente de l a

C o r d i l l e r a Andina, alcanzando una a l t i t u d de 6 2 7 2 m. en e l

volcán Chimborazo. En base a l conten ido en i so topos e s t a b l c c de l a s

aguas s u b t e r r á n e a s , Payne and Schroe te r [ 1979) pudieron demostrar que

l a r eca rga d e aguas sub te r r aneas en l a l l a n u r a , e n t r e Bucay y Yaguachi

( 2 0 Km a l E. de GUayaqlJil) p rocedía en un 73% de l a i n f i l t r a c i ó n d e l

r í o .

-- 4.2.2 - En un caso complejo de contaminación de aguas sub te r r áneas

en e l v a l l e de Mexica l i , n o r t e de México, Payne c t a l

(1979) i d e n t i f i c a r o n v a r i a s f u e n t e s de r eca rga de l a s aguas

sub te r r áneas en base a sus contenidos i s o t ó p i c o s , incluyendo e l agua

d e l an t iguo Rio Colorado y e l agua de dos embalses a r t i f i c i a l e s de

r e c i e n t e c reac ión . Es to condujo también a l a de te rminac ión de l a s

f u e n t e s de contaminación. E:s de d e s t a c a r que e l agua d e l a c t u a l r í o

Colorado es d i f e r e n t e a l a d e l an t iguo , ya que a causa de los cxibalses

cons t ru idos a l o l a rgo d e s u curso se ha producido un enr iquec imiento

en i só topos pesados debido a l a evaporac ión .

En e l caso d e l r í o Reno, I t a l i a , no se d e t e c t ó una d i f e r e n c i a

s i g n i f i c a t i v a en i só topos e s t a b l e s con r e spec to a l a s aguas

sub te r r áneas de lo s a c u i f e r o s a l u v i a l e s de l a l l a n u r a de Bolonia

( C a r l i n e t a l . 1975). En este caso se u t i l i z ó e l t r i t i o pa ra

i d e n t i f i c a r l a r eca rga d e l r i o , sabiendo que e l conten ido en t r i t - i o

d e l r í o e r a mucho más a l t o que e l do l a s aguas s u b t e r r á n e a s . La

C O U L ~ I I ~ L dCi6n en t r i t i o dec rec io regularmente en l a s aguas

sub te r r áneas a mayores d i s t a n c i a s d e l r í o , alcanzando O T.U. a unos

600 m. T a l r eca rga B p P t i r de las agüas d e l r í o se debe

pr inc ipa lmente a l a i n t e n s a exp lo tac ión de l a s aguas sub te r r áneas p a r a

el sumin i s t ro de agua po tab le a Bolonia.

5 . CONCLUSIONES.

En t re l a s t é c n i c a s i s o t ó p i c a s d i spon ib le s para l a i n v e s t i g a c i ó n

de l a i n t r u s i ó n d e agua marina, las más Ú t i l e s son l a s basadas en l a s

variaciones de los contenidos en isotopos estables de oxígeno y

deuterio. Estos isótopos son incorporados a la molécula de agua y por

tanto son trazadores casi ideales del agua. Además, la composición en isótopos estables es una de las propiedades más conservativas de las

aguas subterráneas. Junto a la concentración en cioruros, permiten

discernir si la salinización de las aguas subterráneas en los acuíferos costeros se debe a la intrusión de agua marina como consecuencia de la explotación o por razones naturales. Este es en si, un proceso simple, que los isótopos pueden detectar sólo cuando la fracción del agua marina en las aguas subterráneas es del Órden de

5-10 z.

tos isótopos estables aportan información también sosire otros

mecanismos de salinización, como lixiviado de rocas, evaporación o

mezcla con otras aguas que no sean agua de mar. El estudio del agua connata es más complejo ya que los procesos que ocurren despues del

enterramiento de los sedimentos, como por ejemplo diagénesis, ultrafiltración, difusión, intercambio con la roca, dilución con agua dulce. etc. pueden alterar la composición química e isotópica del

agua. En este .caso, las técnicas isotópicas ayudan en la identificación de los procesos geoquímicos que tuvieron lugar desde

que el agua quedo atrapada en los sedimentos.

Como conclusión, a menudo las condiciones naturales en que se

produce la salinización de las aguas subterráneas no son fácilmente adscritas a un proceso simple de intrusión y mezcla con agua marina.

P:n estas circunstancias, los isótopos proporcionan una herramienta adicional a disposición de hidrogeólogos y geoquímicos, para ser

utilizada junto a otros métodos al objeto de clarificar algunos aspectos de los mecanismos de salinización, confirmando o anulando las hipótesis formuladas en base Únicamente a los datos geológicos e

hidroquímicos .

183

NOTAS COMPLEMENTARIAS A LAS FIGURAS

FIGURA 2

La composición isotópica del agua meteórica puede ser modificada

por l o s procesos siguientes:

- Mezcla con agua marina. - Evaporación: la relación lineal entre 6D y 6 O del agua

sometida a evaporación presenta una pendiente inferior a 8 ,

generalmente entre 4 y 6 ;

18

- Intercambio isotópico: a altas temperaturas las aguas

subterráneas puecien sufrir intercdmbiu CUII l d iridiilr L?i>CUSd, cuyo

contenido en hidrógeno es generalmente ínfimo; por tanto, solo es

modificada la composición isotópica del oxígeno, con un incremento en

el contenido en oxígeno 18.

UltrafiltraciÓn: la filtración por membranas arcillosas produce

enriquecimiento en isotopos pesados. La relacion linear entre b ü y

¿ O presenta una pendiente de 3 . 18

FIGURA 3

- La disolución y lixiviado de sales no producen cambios isotópicos

significativos

- Las mezclas producen en principio relaciones Lineares, siempre

que las aguas que se mezclan presenten diferentes composiciones

isotópicas y salinidades. Esta relación es univoca si el agua de mar

es uno de Los componentes dc ?a mczcla. La mezcla con una calmuere

mostrara una pendiente inferior.

- La evaporación produce en e l agua un enriquecimiento en isótopos

pesados inicial bastante rápido, que tiende posteriormente a un valor

estacionario dependiendo de la composici4n isotópica del vapor

atmosférico y l a humedad relativa en la atmósfera.

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