INFLUENCIA DE LA ARIDEZ CLIMÁTICA, LA ALTITUD Y LA

INFLUENCIA DE LA ARIDEZ CLIMÁTICA, LA ALTITUD Y LA
DISTANCIA AL MAR SOBRE EL CONTENIDO EN CLORURO Y EN
δ18O DEL AGUA DE RECARGA Y DEL AGUA SUBTERRÁNEA EN
MACIZOS CARBONATADOS COSTEROS DEL SE PENINSULAR
ESPAÑOL. CASO DE SIERRA DE GÁDOR
F.J. Alcalá (1), E. Custodio (2), S. Contreras (3,4), L.J. Araguás (5), F. Domingo (3), A. Pulido-Bosch (1) y
Á. Vallejos (1)
(1) Departamento de Hidrogeología y Química Analítica, Universidad de Almería, 04120 Almería, España. Email: [email protected] ; [email protected] ; [email protected]
(2) Departament d’Enginyería del Terreny i Cartogràfica, Universitat Politécnica de Catalunya, 08034
Barcelona, España. E-mail: [email protected]
(3) Estación Experimental de Zonas Áridas, Consejo Superior de Investigaciones Científicas, 04001 Almería,
España. E-mail: [email protected] ; [email protected]
(4) Grupo de Estudios Ambientales, Instituto de Matemática Aplicada de San Luis, Universidad Nacional de San
Luis, D5700HHW San Luis, Argentina
(5) Isotope Hydrology Section-NAPC, Internacional Atomic Energy Agency, A-1400 Vienna, Austria. E-mail:
[email protected]
RESUMEN
Sierra de Gádor es un buen ejemplo de acuífero carbonatado libre a escala regional con posibilidad de mezcla
del agua recargada a distinta altitud. En esta zona costera de relieve abrupto y clima semiárido, el aporte
atmosférico total de Cl oscila entre 5 y 10 g m-2 a-1 con un gradiente de disminución hacia la zona de cumbres
de entre 0.5 y 1 g m-2 a-1 km-1. El contenido en Cl del agua de recarga con escasa interacción agua-roca es
inferior a 10 mg L-1 a cota elevada y superior a 500 mg L-1 cerca de la costa. Su variación espacial, que
determina el contenido en Cl del agua subterránea medido en manantiales y pozos del Campo de Dalías, es
poco conocida. Se ha calculado el gradiente altitudinal medio de Cl y δ18O del agua de recarga, desde el mar
hasta la cumbre de Sierra de Gádor, en –18.7 mg L-1 100 m-1 y –0.25‰ 100 m-1 respectivamente. El gradiente
altitudinal de variación calculado del contenido en Cl y en δ18O del agua subterránea es –6.4 mg L-1 100 m-1 y
–0.09‰ 100 m-1 respectivamente. Su comparación con el contenido en Cl y en δ18O de manantiales y pozos,
cuya descarga representa una mezcla ponderada de la infiltración producida a distinta altitud, muestra mejores
resultados cuando se considera la existencia de un sistema de flujo radial principal a escala de todo el macizo
montañoso. Curvas de mezcla calculadas para varios rangos de altitud permiten interpretar el contenido en
δ18O medido en manantiales con un área potencial de recarga a igual rango de altitud. La tasa de recarga
potencial por la lluvia calculada mediante balance de cloruro varía entre ~ 20 mm a-1 en la costa y más de 200
mm a-1 en la zona de cumbres. Estos datos contribuyen a mejorar el conocimiento sobre el reparto agua
meteórica-superficial-subterránea en macizos carbonatados como Sierra de Gádor.
Palabras clave: recarga, balance de cloruro, balance isotópico, aridez climática, SE de España
ABSTRACT
Sierra de Gádor exemplifies a carbonated unconfined aquifer at regional scale where the infiltrated water at
different altitude can mixed. In this coastal area of abrupt relief and semiarid climate, the atmospheric bulk
deposition rate of Cl varies between 5 and 10 g m-2 yr-1 with a negative gradient toward summit areas
between 0.5 and 1 g m-2 yr-1 km-1. The Cl content in recharge water with a scarce water-rock interaction is
lower than 10 mg L-1 at high altitude and upper than 500 mg L-1 along the coast. Their spatial variation, that
control the Cl content in groundwater measured in springs and wells from the Campo de Dalías, is barely
well-known. The mean altitudinal gradient of Cl and δ18O content in recharge water from the coast to the
summit of Sierra de Gádor have been calculated as –18.7 mg L-1 100 m-1 and –0.25‰ 100 m-1 respectively.
The calculated altitudinal gradient of Cl and δ18O content in groundwater of Sierra de Gádor are –6.4 mg L1
100 m-1 and –0.09‰ 100 m-1 respectively. Their evaluation respect to Cl and δ18O content in groundwater
measured in springs and wells, whose their discharge represents a pondered mixture of the infiltrated water at
different altitude, shows better results when a main radial system of flow for a whole mountainous massif is
considered. Mixture curves calculated for several ranges of altitude allow to interpret the δ18O content of
springs with a potential area of recharge at a same range of altitude. The rate of potential recharge by the rain
calculated by chloride mass balance varies between ~ 20 mm yr-1 in coastal zones to more than 200 mm yr-1
in summit areas. These data contribute to improve the knowledge of meteoric, superficial and ground-waters
allotment in carbonated massifs as Sierra de Gádor.
Key words: recharge, chloride mass balance, isotopic balance, climatic aridity, SE of Spain
1. INTRODUCCIÓN
Comprender los procesos que controlan la recarga por la lluvia resulta clave para garantizar
una correcta estimación del balance hídrico y una adecuada gestión de los recursos hídricos. El cálculo
preciso de la recarga permite estimar con mayor exactitud el volumen de intrusión marina entrante en
muchos acuíferos costeros, cuando éste término se obtiene como cierre del balance hídrico.
En las zonas más próximas al mar de algunos acuíferos costeros del SE peninsular español se
conjuga una elevada salinidad del agua subterránea por intrusión marina y por efecto de la aridez
climática. En estas zonas bajas se combinan precipitaciones entre 150 y 300 mm a-1 y temperaturas
elevadas (Capel-Molina, 1986; Lázaro et al., 2001) con un aporte salino atmosférico de hasta 10 g m2 -1
a de ión Cl principalmente controlado por la proximidad al mar y el persistente viento en la costa
(Alcalá y Custodio, 2004; Alcalá, 2006). La recarga difusa y parte de la recarga preferencial que no
penetra bajo la profundidad radicular está sometida a una fuerte evapotranspiración, devolviendo a la
atmósfera la mayor parte del agua caída, especialmente donde existen suelos con elevada capacidad de
campo. Esto produce una fuerte concentración del contenido salino atmosférico propiciando aguas
freáticas con más de 500 mg L-1 de Cl, hasta 1000 mg L-1 (Domínguez y Custodio, 1994; Domínguez,
2000; Vallejos, 2001; Pulido-Bosch, 2006; Alcalá, 2006), que luego pueden incrementarse mediante
procesos antrópicos. La tasa de recarga potencial por la lluvia puede ser menor a 10 mm a-1 (Alcalá,
2006), y suele ser muy inferior a la que se produce en las cordilleras que la bordean; la recarga por ríos
y torrentes es muy baja o casi inexistente para periodos plurianuales (Contreras, 2006).
La elevada antropización de los acuíferos freáticos del Campo de Dalías y del borde
meridional de Sierra de Gádor impide conocer con precisión el valor de fondo de la salinidad. Frente a
los acuíferos inferiores que reciben una recarga poco salina procedente de las zonas elevadas de Sierra
de Gádor, los acuíferos freáticos reciben una menor recarga por la lluvia que es más salina por su
mayor proximidad al mar y por el efecto que ejerce la aridez climática. El retorno de riegos, el retorno
urbano, el agua importada, etc. (Domínguez, 2000; Vallejos, 2001; Pulido-Bosch, 2006) son aportes
externos que dificultan el cálculo de la tasa de recarga mediante balance químico ambiental y la
estimación de la cota principal de recarga mediante el uso de isótopos estables.
Este trabajo pretende mostrar el control que ejerce la aridez climática y la proximidad al mar
sobre el contenido en Cl y en δ18O del agua de recarga y del agua subterránea del sistema Sierra de
Gádor-Campo de Dalías, donde el relieve acusado y la geometría del acuífero controlan el reparto de
agua meteórica-superficial-subterránea. El cálculo realizado se considera una aproximación a escala
regional orientado a obtener tasas de recarga potencial por la lluvia y cotas principales de infiltración
suponiendo un acuífero libre con posibilidad de mezcla del agua recargada a diferente altitud.
2. EFECTO GEOGRÁFICO Y DE LA ARIDEZ CLIMÁTICA SOBRE EL CONTENIDO EN
CLORURO DEL AGUA DE RECARGA Y DEL AGUA SUBTERRÁNEA
La salinidad del agua de recarga debida al efecto de la aridez climática es tanto más acusada
cuanto mayor sea la aportación de sales atmosféricas, y no necesariamente se ha de reflejar en la
salinidad del agua subterránea ya que buena parte de ella puede haberse recargado en áreas con otra
condición climática, como sucede a cota elevada en Sierra de Gádor (Capel-Molina, 1986).
Para determinar el efecto de la aridez sobre el contenido en Cl del agua de recarga se ha
muestreado espacialmente la precipitación en 10 pluviómetros totalizadores situados a diferente altitud
desde agosto de 2004 durante un periodo de entre 4 meses y 2 años; el intervalo de muestreo varió
entre 2 y 6 meses (Fig. 2). Los detalles de instalación y muestreo aparecen en Contreras et al. (2006) y
de tratamiento de datos en Alcalá y Custodio (2004). La tasa de deposición total atmosférica de Cl
obtenida y datos de coeficiente de infiltración permiten calcular una curva de evolución teórica del
contenido en Cl del agua de recarga y del agua subterránea de un acuífero según su morfología.
A igualdad de condición orográfica y de distancia al mar, el efecto climático sobre el
contenido en Cl del agua de recarga difiere según la morfología del acuífero. En acuíferos con flujo
paralelo suele ser menor que en acuíferos con flujo radial por la existencia de un mayor área relativa
de recarga a cota elevada (Custodio, 1992, 1997). Conocer este factor es esencial para precisar la
estimación de la tasa de recarga media por la lluvia mediante balance del ión cloruro en el suelo en
zonas costeras (Wood y Sanford, 1995; Custodio, 1997; Alcalá, 2006; Alcalá y Custodio, 2007). En
régimen transitorio y en ausencia de aportes de cloruro diferentes del atmosférico, el agua subterránea
freática recibe un flujo másico que coincide con la aportación por la lluvia mas la deposición seca,
descontando la salida o entrada producida por escorrentía directa (superficial y subsuperficial) (Wood
y Sanford, 1995; Custodio, 1997). Los cálculos se establecen para un periodo de tiempo
suficientemente largo de modo que no tengan importancia los efectos de los periodos vecinos:
P·C P = R·C R + E·C E
[1]
donde P es la precipitación, R es la recarga y E es la escorrentía directa neta (salidas–entradas) para el
periodo de estudio, en mm todas ellas, o los valores medios en mm a-1 si se divide por la longitud del
periodo, en años. CP, CR y CE son respectivamente las concentraciones medias de ión cloruro en la
precipitación (incluye el contenido en Cl producido por la deposición seca), en el agua de recarga no
afectada en su salinidad original por otros aportes no atmosféricos de Cl y en la escorrentía directa, en
mg L–1. Los productos P·CP, R·CR y E·CE son los flujos másicos en el periodo o bien los flujos másicos
medios, según el caso, y se expresan como AP, AR y AE en g m-2 a-1 respectivamente para un periodo
anual de control. En Sierra de Gádor, como en otras regiones carbonatadas montañosas semiáridas, la
influencia de AE es pequeña y el cálculo de la recarga se puede limitar, en una primera aproximación y
sin cometer errores apreciables, a la determinación precisa de AP y CR (Wood y Sanford, 1995):
P·C P = R·C R
[2]
2.1. Acuífero con flujo paralelo
Sea un acuífero con flujo paralelo que se extiende desde el límite interior de cuenca (l=0) hasta
el área de descarga (l=L) situada en un valle principal o en la costa (Fig. 1a). A lo largo de las líneas
de flujo, P, R y AP varían (S sustituye en lo que sigue a AP), en general de forma que P y R crecen con
la altitud (alejamiento del punto de descarga) y S decrece en el mismo sentido (Fig. 1c). A la distancia
l, el caudal circulante por unidad de sección es igual a lo que se ha recargado aguas arriba:
Q(l ) =
1
∫ R( y)dy
[3]
0
El flujo de masa de soluto en la misma sección es también el aporte de sales aguas arriba,
suponiendo que no hay precipitación ni aporte adicional de sales por el terreno:
1
M (l ) = ∫ S ( y )dy
[4]
0
La concentración media en dicha sección, suponiendo que el agua se ha homogeneizado
mediante un proceso de mezcla total de toda la columna de agua de la sección de acuífero, vale:
1
M (l )
=
C (l ) =
Q(l )
∫ S ( y)dy
∫ R( y)dy
0
1
[5]
0
La concentración media del agua que se recarga (de recarga) vale:
Ç (l ) =
S (l )
R(l )
[6]
Aunque estudios previos han destacado la existencia de una relación no lineal entre la altitud y
la precipitación y la recarga en el área de estudio (Contreras et al., en prensa), se ha considerado en
una primera aproximación el caso simplificado en el que P, R y S varían linealmente con la altitud:
P (l ) = P0 −
P0 − PL
l
L
[7]
R = α ( P − Pu )
Pu = precipitación umbral
Pu se determina a partir del umbral de escorrentía, que oscila en torno a 35 mm para materiales
carbonatados locales (Martín-Rosales, 1997; Contreras, 2006) y en torno a 20 mm para materiales
metapelíticos (Alcalá et al., 2001; Zapata y López-Segura, 2007). Dependiendo de la altitud y del
impacto que talas, incendios o prácticas de reforestación ejercen sobre el estadio del suelo, Pu puede
oscilar para materiales carbonatados locales entre 150 y 250 mm a-1, y entre 50 y 150 mm a-1 para
materiales metapelíticos. α es un factor de proporcionalidad que varía según los datos disponibles
entre 0.15 y 0.40 para materiales carbonatados, y en torno a 0.10 para materiales metapelíticos.
P − PL
⎛
⎞
R (l ) = α ⎜ P0 − 0
l − Pu ⎟
L
⎝
⎠
S L − S0
S (l ) = S0 +
l
L
P − PL
⎛
⎞
Q(l ) = αl ⎜ P0 − 0
l − Pu ⎟
2L
⎝
⎠
S − S0 ⎞
⎛
M (l ) = l ⎜ S 0 l + L
l⎟
2L
⎝
⎠
S L − S0
l
S0 +
2
L
C (l ) =
P −P
⎛
⎞
α ⎜ P0 − 0 L l − Pu ⎟
2L
⎝
⎠
S L − S0
S0 +
l
L
Ç (l ) =
> C (l )
P0 − PL
⎛
⎞
α ⎜ P0 −
l − Pu ⎟
L
⎝
⎠
a
Ç(l)
S(l)
0
R(l)
[8]
[9]
[10]
[11]
[12]
[13]
c
ho
l
Po
P
Ro
Pr,PL
R
S
Sr,SL
L
So
Rr,RL
hL
c
Q(l)
C(l) M(l)
0
ho
Ç(l,r)
b
R(r)
S(r)
Ç(r)
S(l,r)
R(l,r)
r
R
ho
hr,hL
hr
c
Q(r)
C(r) M(r)
C(l,r)
Q(l,r)
M(l,r)
Φ
L,R
l,r
y,ρ
0
Figura 1. a: acuífero de sección rectangular y flujo paralelo. b: acuífero de sección circular y flujo radial. c: terreno acuífero
entre la divisoria de cuenca (l,r=0) y el lugar de descarga (l,r=L,R) que recibe una recarga R producto de una pluviometría P,
y un aporte salino atmosférico S función de la altitud y la distancia al mar. Esquema tomado de Custodio (1992, 1997)
2.2. Acuífero con flujo radial
El efecto de la aridez climática en el agua de recarga es más acusado si el acuífero tiene forma
circular o de sector circular (Custodio, 1992), con la parte más elevada en el vértice de la montaña y la
parte más baja en la periferia (Fig. 1b). Si Φ es el ángulo del sector circular (Φ=2π para el círculo) el
diferencial de área en vez de ser dy es ahora Φρ dρ. r representa la distancia desde el vértice (r=0) a la
periferia (r=rc), siendo ρ un radio intermedio. A la distancia radial ρ el caudal total circulante es:
Q(r ) =
r
∫ R( ρ )Φρdρ
0
[14]
El flujo total de masa es:
M (r ) =
r
∫ S ( ρ )Φρdρ
0
[15]
La concentración media del agua subterránea en dicha sección vale:
r
M (r )
=
C (r ) =
Q(r )
∫ S ( ρ ) ρdρ
∫ R( ρ ) ρdρ
0
r
[16]
0
mientras que la del agua de recarga vale:
Ç (r ) =
S (r )
R(r )
[17]
Aplicando la misma variación lineal de P, R y S del caso anterior (con rc en vez de L) para un
acuífero que se desarrolla sobre una montaña aislada seccionada por valles profundos y el mar, resulta:
⎡ P P − PL
P⎤
Q(r ) = αr 2 ⎢ 0 − 0
r− u⎥
3rc
2⎦
⎣2
⎡S
S − S0 ⎤
M (r ) = r 2 ⎢ 0 + L
r⎥
3rc
⎣2
⎦
S0 S L − S0
+
r
2
3rc
C (r ) =
⎡P P − P
P ⎤
α ⎢ 0 − 0 L r − u r⎥
3rc
2 ⎦
⎣2
S − S0
S0 + L
r
rc
Ç (r ) =
> C (r )
⎡
⎤
P0 − PL
α ⎢ P0 −
r − Pu (r )⎥
rc
⎣
⎦
[18]
[19]
[20]
[21]
2.3. Aplicación al cálculo de la evolución teórica del contenido teórico en Cl del agua de recarga y
del agua subterránea en el macizo carbonatado de Sierra de Gádor
Se ha calculado la variación teórica del contenido en Cl del agua de recarga (Ç) y del agua
subterránea (C) en el macizo carbonatado de Sierra de Gádor, siguiendo un transepto idealizado de
dirección SW-NE que va desde el nivel del mar hasta la zona de cumbres a 2200 m de altitud (Fig. 2).
La vertiente sur de Sierra de Gádor presenta una morfología semi-circular seccionada al N, E y W por
valles profundos y al S por el Campo de Dalías, todos ellos situados a una cota muy inferior; es
previsible la existencia de un flujo de tipo radial a escala de todo el macizo geológico. La recarga se
produce principalmente por la lluvia; la mayor parte se transfiere a los acuíferos inferiores del Campo
de Dalías y una parte menor se descarga a través de manantiales de importancia.
Se han adoptado para el cálculo de C y Ç los valores de S0 y SL obtenidos del muestreo de la
deposición total atmosférica de Cl durante 2 años de forma continuada en P9 y P6 respectivamente
(Fig. 2). Estos puntos permiten conocer P0 y PL. La evolución temporal de P0 y PL para un periodo
temporal mayor se ha obtenido de Contreras (2006). α y Pu son valores adaptados para zonas con
sustrato carbonatado y condición climática semiárida. Se han utilizado los siguientes datos de partida:
P0 = 650 mm a-1
S0 = 0.6 g m-2 a-1
α = 0.20
L = 20 km
PL = 280 mm a-1
SL = 7.5 g m-2 a-1
Pu = 180 mm a-1
La evolución teórica calculada de C y Ç asumiendo la existencia de flujo paralelo no se adapta
a la mayoría de valores medidos de Ç en manantiales que representan la recarga local ni de C medidos
en manantiales de Sierra de Gádor y pozos penetrantes del borde Sierra de Gádor-Campo de Dalías
que representan la descarga de las diferentes fracciones de agua infiltrada a diferente altitud (Fig. 3).
En cambio, el cálculo si se adapta si se supone la existencia de un flujo radial principal (Fig. 3).
Figura 2. Localización geográfica del área de estudio. Se incluye la ubicación de las muestras estudiadas
Algunos valores de Ç se han medido en pequeños manantiales situados en la Sierra de la
Contraviesa (Fig. 2) que representan el flujo local que se produce a cota baja y media a escala regional
en un macizo metapelítico de moderada permeabilidad que recibe una recarga en los primeros metros
de alteración del terreno exclusivamente por la lluvia. Existe cierto flujo subsuperficial con moderada
percolación en profundidad, circulación preferencial a través de fracturas desde cota elevada a cota
baja y descarga al mar. El nivel piezométrico aparece en ocasiones por intersección con la topografía
en valles encajados de ramblas o a través de algunas fracturas. Estos datos constituyen un subconjunto
particular del caso anterior a escala regional asociado a una misma condición climática, siendo
esperable un reducido error de cálculo por el uso conjunto de datos de distintos lugares.
El cálculo indica que los valores adoptados de Ç son adecuados para explicar el contenido de
C y Ç a escala de todo el macizo carbonatado de morfología semi-circular de Sierra de Gádor donde
no es posible obtener muestras de agua de recarga local, y donde Ç a cota baja y cerca de la costa
puede estar afectada en su salinidad natural (retorno de riegos, intrusión marina, etc.). El error relativo
de estimación se ha expresado como el cociente entre el contenido medido de C y Ç y el contenido
calculado de C y Ç. Una correcta estimación proporciona un valor igual a 1. Para Ç se obtiene
0.94±0.06 (n=9) y para C vale 0.93±0.19 (n=7) (Fig. 3). El cálculo permite obtener un gradiente de
variación teórica de la tasa de recarga potencial por la lluvia respecto a la altitud de 8 mm a-1 100m-1,
con valores que oscilan entre ~ 20 mm a-1 a cota baja y más de 200 mm a-1 a cota elevada.
Figura 3. Evolución teórica calculada del contenido en Cl del agua de recarga (Ç) y del agua subterránea (C) en la vertiente
sur del macizo carbonatado de gran dimensión, alta permeabilidad y sección semi-circular de Sierra de Gádor, según los
valores de P0, PL, Pu, α, S0 y SL indicados en el texto. Cálculo realizado para un acuífero lineal de L=20 km y un acuífero
radial de R=20 km. p,r: flujo paralelo y flujo radial. RA: puntos de muestreo de C. ML: puntos de muestreo de Ç
3. EFECTO GEOGRÁFICO Y DE LA ARIDEZ CLIMÁTICA SOBRE EL CONTENIDO EN δ18O
DEL AGUA DE RECARGA Y DEL AGUA SUBTERRÁNEA
Generalmente se admite que la variación teórica del contenido en δ18O del agua de recarga
varía linealmente con la altitud si no hay enriquecimiento por evaporación durante la recarga. Pero en
clima semiárido la cobertura vegetal es escasa y puede ser importante la evaporación, en cuyo caso el
efecto de altitud calculado se incrementa a causa del mayor fraccionamiento isotópico en las zonas a
baja altitud. El resultado es que el gradiente isotópico del agua subterránea obtenido con muestras de
pozos penetrantes es menor que el de la lluvia, siendo el agua subterránea más ligera que el agua de
recarga local que se produce por ser una mezcla del agua recargada a diferente altitud. Una inadecuada
calificación de las muestras puede llevar a errores en la conceptualización del proceso de recarga.
Sea un acuífero de sección circular en el que es posible una buena mezcla del agua recargada a
diferente altitud (Fig. 1b). El contenido en δ18O del agua de lluvia teóricamente es igual al contenido
en δ18O del agua de recarga y se expresa como (Custodio, 1992):
δ = δ 0 − βH 0 (1 − r / rc )
[22]
18
donde δ0 es el contenido en δ O de la lluvia o del agua de recarga en la cima de la montaña (rc=0); δ
es el contenido en δ18O en un punto de la ladera situado a una distancia r desde la cima de la montaña;
β es el gradiente de variación de δ18O con la altitud; H0 es la cota de la cima de la montaña.
El contenido en δ18O del agua subterránea en ese acuífero de sección circular y flujo radial
(Fig. 1b) se puede expresar como (Custodio, 1992):
δ =δ0 +
4( P 0 − Pu ) − 3( P0 − PL )r / rc
βH 0 r / rc
6( P0 − Pu ) − 4( P0 − PL )
[23]
Se ha calculado el contenido en δ18O del agua de recarga y del agua subterránea en el mismo
transepto utilizado en el punto 2.3 para obtener C y Ç suponiendo que el macizo de Sierra de Gádor
tiene un sistema de flujo principal de tipo radial función de su morfología circular (Fig. 4). Se ha
asumido que el ión Cl y el contenido en δ18O tienen un comportamiento conservativo si no existen
otros aportes hídricos distintos a la lluvia, siendo similar la evolución teórica de ambos y pudiendo
atribuir a uno las propiedades calculadas a partir del otro a una misma escala espacial.
El cálculo isotópico considera que el contenido en δ18O equivale a una concentración salina en
masa para un volumen de agua conocido. Como el contenido en δ18O de todas las muestras está
referido a un mismo estándar de referencia internacionalmente aceptado: el Vienna Standard Mean
Ocean Water (V-SMOW; Gonfiantini, 1978), se pueden obtener diferencias medibles entre muestras
con distinto origen o calcular la mezcla de aguas con diferente contenido en δ18O y volumen inicial.
Esta operación conlleva ciertos errores que se consideran despreciables en una primera aproximación.
Datos bibliográficos del contenido en δ2H y δ18O de algunos eventos puntuales de lluvia
tomados en Sierra de Gádor y sectores adyacentes (Araguás, 1991; Cruz-Sanjulián et al., 1992;
Vallejos et al., 1997; Vandenschrick et al., 2002) permiten establecer un gradiente de variación de
δ18O-altitud de –0.34‰ 100m-1 para la vertiente sur de Sierra de Gádor. Aplicando ese gradiente, un
valor de R = 20 km y H0 = 2200 m, y los valores de P0, PL, Pu del apartado 2.3, se ha calculado una
curva de evolución teórica del contenido en δ18O del agua subterránea que no se adapta al contenido
en δ18O medido en varios manantiales representativos de Sierra de Gádor y en algunos pozos del borde
Sierra de Gádor-Campo de Dalías (Benavente et al., 1990; Vallejos et al., 1997) (Fig. 4a). El cálculo
debería adaptarse de forma razonable a las medidas disponibles si el funcionamiento hidrogeológico se
ha conceptualizado correctamente y los datos isotópicos representarán la condición media habitual.
La normal dispersión isotópica no conocida de los datos de lluvias puntuales usados impide
asignarlos como valores medios representativos para realizar este cálculo; se desconoce su posición
dentro del rango de variación natural del contenido en δ18O del agua de lluvia regional. La serie
temporal de datos de contenido en δ18O del agua de lluvia de la estación Aeropuerto de Almería (a 1
km de la costa y a 20 m de altitud; Fig. 2) de la Red SNIP (Araguás y Díaz-Teijeiro, 2005)
proporciona un valor medio ponderado de δ18O de –4.31‰ con una elevada dispersión. El coeficiente
de variación (relación valor medio ponderado en δ18O en función al volumen de precipitación respecto
de la desviación tipo, adimensional) es 0.73. No todas las lluvias son analizadas.
Para obtener una distribución espacial y altitudinal más precisa del contenido isotópico estable
del agua meteórica del entorno de Sierra de Gádor se ha determinado el contenido en δ2H y δ18O de 50
muestras de lluvia tomadas en 10 pluviómetros totalizadores desde agosto de 2004, y de pequeños
manantiales que representan al agua de recarga local (Fig. 2). Las determinaciones se han realizado en
los laboratorios del CEDEX y de la IAEA usando técnicas estándares (Epstein y Mayeda, 1953). La
precisión de las medidas es ±0.5‰ para δ2H y ±0.05‰ para δ18O, permitiendo interpretar los
resultados a partir de relaciones del tipo δ2H-δ18O, o las pequeñas diferencias en el exceso de deuterio
(d=δ2H–8δ18O). Todas las muestras se sitúan entre la Línea Meteórica Mundial y la Línea Meteórica
del Mediterráneo Occidental (Fig. 5a) y aportan valores de exceso de deuterio entre 10‰ a cota baja
cerca del mar hasta ~ 17‰ en zonas de cumbres (Fig. 5b). Estos valores coinciden con los de eventos
puntuales de lluvia y parecen confirmar una procedencia mixta de la lluvia desde el Atlántico, que es
relativamente más importante en cuanto a volumen a cota baja, y desde el Mediterráneo Occidental
que es más importante a cota elevada (Celle-Jeanton et al., 2001). Se observa una ruptura en torno a
800 m de altitud que se observa en el contenido en δ18O de manantiales locales y regionales (Fig. 5b).
La representación en un gráfico δ18O-altitud de los datos de muestras de agua de recarga y de
lluvia acumulada proporciona un gradiente de variación altitudinal de –0.25‰ 100m-1 para la vertiente
sur de Sierra de Gádor, que es algo inferior al valor de –0.34‰ 100m-1 obtenido a partir de lluvias
puntuales (Fig. 4b). El contenido en δ18O de las lluvias acumuladas es también más ligero (en torno a –
1.3‰) que el promedio disponible en la estación Aeropuerto de Almería de la Red SNIP.
El muestreo acumulado de lluvia aporta datos isotópicos que ponderan las condiciones
meteorológicas más normalizadas de formación de vapor oceánico y de transporte hacia el continente,
de lluvia y de recarga, que se asumen como más próximas a la condición promedio de toda la lluvia
caída y de todos los orígenes posibles. A partir de los datos se ha calculado una nueva curva del
contenido en δ18O del agua meteórica (lluvia y agua de recarga) asumiendo un flujo radial (Fig. 4b):
Pu = 180 mm a-1
δ 18
R = 22 km
P0 = 650 mm a-1
0 O = –11.55‰
-1
-1
PL = 280 mm a
β = –0.25‰ 100m
H0= 2200 m
El contenido en δ18O en muestras de manantiales de Sierra de Gádor y de Sierra de la
Contravieva con un flujo local se sitúan en torno a la curva de variación δ18O-altitud del agua
meteórica. El contenido en δ18O del agua subterránea de algunos pozos penetrantes del borde Sierra de
Gádor-Campo de Dalías y manantiales de Sierra de Gádor, que representan la mezcla ponderada del
contenido en δ18O de la recarga producida a diferente altitud suponiendo un acuífero principalmente
libre, se localizan entre la recta de variación δ18O-altitud del agua meteórica y la curva de evolución
teórica calculada δ18O-altitud del agua subterránea suponiendo que el agua de recarga comienza a
mezclarse desde una cota de 2200 m. La nueva curva de variación δ18O-altitud del agua meteórica
permite justificar el contenido en δ18O del agua subterránea medido en esos manantiales de Sierra de
Gádor y pozos penetrantes del borde Sierra de Gádor-Campo de Dalías.
Figura 4. a: variación δ18O-altitud del agua meteórica (lluvia y agua de recarga) y evolución teórica del contenido en δ18O del
agua subterránea en un transepto desde la costa (h=0 m y r=20 km) hasta la cima de Sierra de Gádor (h=2200 m y r=0 km); se
han usado datos bibliográficos de δ18O de eventos puntuales de precipitación. b: variación δ18O-altitud del agua meteórica
(lluvia y agua de recarga) en el mismo transepto, usando datos de δ18O de lluvias acumuladas durante un periodo variable de
4 meses a 2 años en 10 pluviómetros instalados en Sierra de Gádor y en la Sierra de la Contraviesa y muestras de manantiales
que reflejan el agua de recarga; se representan diferentes curvas de evolución teórica calculada del contenido en δ18O del
agua subterránea respecto a la altitud suponiendo distintas cotas principales de recarga. ML y RA: manantiales de Sierra de
Gádor y de Sierra de la Contraviesa cuyo flujo representa al agua de recarga y al agua subterránea respectivamente. PO:
pozos penetrantes del Campo de Dalías que representan el agua subterránea supuestamente bien mezclada
Para concretar una cota principal de recarga de manantiales y pozos representativos, se han
calculado curvas teóricas del contenido en δ18O del agua subterránea, suponiendo que la cota máxima
de recarga se produce a 2200, 1800, 1550, 1200 y 900 m. Las curvas permiten aproximar la cota
principal de recarga de esos manantiales y pozos (Fig. 4b). El error relativo de estimación se ha
expresado como el cociente entre el contenido medido y el contenido calculado de δ18O del agua
meteórica y del agua subterránea. Para el agua meteórica se obtiene 0.98±0.03 (n=7) y para el agua
subterránea se obtiene 0.99±0.02 (n=12) (Fig. 4).
Figura 5. a: relación δ2H-δ18O en i) muestras de lluvia acumulada en los pluviómetros P1 a P10 (Fig. 2), ii) muestras de
manantiales que representan la recarga local (ML: códigos en Fig. 2) y iii) muestras tomadas en diferentes fechas en el
Manantial de Celín que representa un ejemplo de agua subterránea bien mezclada. GMWL: Línea Mundial de Aguas
Meteóricas; MMWL: Línea de Aguas Meteóricas del Mediterráneo Occidental; WMMWL: Línea de Aguas Meteóricas del
Mediterráneo Oriental. b: variación altitudinal del exceso de deuterio (d=δ2H–8δ18O) en esas mismas muestras
4. CALIBRACIÓN DE RESULTADOS
Se ha calibrado la tasa de recarga potencial por la lluvia y la cota principal de recarga
estimadas para conocer el orden de magnitud de su error de estimación. Se ha elegido la cuenca
vertiente del Arroyo de Celín por disponer de suficientes datos químicos, isotópicos y de aforo para
realizar este ensayo. La cuenca tiene una superficie de 26.25 km2 desde su cota máxima a 2240 m
hasta su cota mínima a 580 m, que coincide con la cota del Manantial de Celín; único punto de
descarga natural de agua subterránea conocido de la cuenca. La cota principal de recarga se ha
estimado en torno a 1900 m con un rango de variación de esa cota entre 1700 y 2000 m (Fig. 4b).
El error relativo del cálculo de la variación teórica de la tasa de recarga potencial se ha
calculado comparando el volumen medio anual de descarga de 3.73±0.63 hm3 a-1, obtenido a partir de
61 medidas discontinuas de aforo del Manantial de Celín desde 21-01-1976 a 18-04-2001, respecto al
volumen medio anual de recarga (VR) de 4.07 hm3 a-1, obtenido como el producto del gradiente
altitudinal calculado de recarga (βR = 8 mm a-1 100m-1) y la superficie de cuenca en cada rango de
altitud. El error relativo es 0.92. Se ha relacionado βR con el gradiente altitudinal del contenido en δ18O
del agua meteórica (–0.25‰ 100m-1) y la superficie de la cuenca en cada rango de altitud para obtener
el flujo promedio de δ18O asociado a toda la infiltración producida en la cuenca. El cociente entre el
contenido promedio en δ18O de –9.37‰ medido en el Manantial de Celín durante varias fechas (Fig.
5) y el contenido teórico calculado en δ18O de –9.95‰ es 0.94. Estas cifras ofrecen una idea del error
relativo del cálculo de la tasa de recarga potencial por la lluvia mediante métodos químicos
ambientales y de la estimación de la altitud principal de infiltración del agua de pozos y manantiales
importantes a través del cálculo isotópico. En ambos casos se produce una subestimación de 8% y 6%
que debe asociarse a la calidad de los datos iniciales, y a la existencia de una fracción de recarga
producida principalmente a más de 1500 m de altitud que no se descarga a través del Manantial de
Celín y que puede ser captada por pozos penetrantes del borde Sierra de Gádor-Campo de Dalías o
trasmitirse a los acuíferos inferiores del Campo de Dalías.
5. CONCLUSIONES
El conocimiento de la influencia que ejerce el factor climático sobre el contenido químico e
isotópico del agua de recarga es incompleto en los grandes acuíferos costeros carbonatados del SE de
España, donde la alta tasa de explotación, la inversión piezométrica, los efectos de la contaminación
antrópica y el agua importada limita el número de puntos donde muestrear aguas de recarga con un
fondo hidroquímico estrictamente de origen atmosférico que permita el aprovechamiento de las
técnicas de balance químico ambiental para caracterizar ciertos aspectos del flujo preferencial.
El muestreo durante varios años de lluvia acumulada y de manantiales representativos de la
descarga del flujo local ha permitido obtener un gradiente altitudinal del contenido en Cl y en δ18O del
agua de recarga de –18.7 mg L-1 100 m-1 y –0.25 ‰ 100 m-1 respectivamente en el entorno de Sierra
de Gádor. La curva calculada de variación teórica del contenido en Cl y en δ18O del agua subterránea
da un gradiente altitudinal medio de –6.4 mg L-1 100 m-1 y –0.09 ‰ 100 m-1 respectivamente. Su
comparación con el contenido en Cl y en δ18O del agua subterránea de manantiales de Sierra de Gádor
y pozos penetrantes del borde Sierra de Gádor-Campo de Dalías, que representan una mezcla
ponderada de la infiltración producida a distinta altitud, permite calibrar los resultados, siendo éstos
mejores cuando se considera la existencia de un sistema de flujo radial principal a escala de todo el
macizo de Sierra de Gádor. El error relativo entre valores medidos y calculados no supera el 10% del
valor estimado. Varias curvas de mezcla calculadas para varios rangos de altitud permiten aproximar
su área potencial de recarga. Se ha descartado el uso de datos de δ18O medidos en lluvias puntuales de
la región al no ajustar de forma adecuada el contenido en Cl y en δ18O medidos en esos manantiales.
La variación teórica calculada del contenido en Cl del agua de recarga y algunos valores de
deposición total atmosférica de Cl medidos en P1 a P10 han permitido estimar mediante balance del
ión Cl en el suelo una tasa potencial de recarga por la lluvia de ~ 20 mm a-1 a cota baja hasta más de
200 mm a-1 a cota elevada, con un gradiente de variación altitudinal de 8 mm a-1 100m-1 que se ha
asumido inicialmente como lineal, aunque estudios en curso muestran que la recarga aumenta respecto
a la altitud con mayor pendiente a partir de una altitud superior a 1000 m (Contreras et al., 2006, en
prensa).
Los cálculos realizados complementan la escasa información disponible de las variables α y
Pu, que controlan la magnitud de algunos términos del balance hídrico local y que suelen estar
modificados por actuaciones antrópicas sobre el uso del suelo. Su estudio mejora el conocimiento
sobre el reparto agua meteórica-superficial-subterránea. El balance químico e isotópico ambiental, de
bajo coste y aplicación sencilla, ha servido como método complementario a las técnicas más usadas de
balance hídrico en el suelo basadas en el uso de variables meteorológicas a veces difíciles de obtener.
Los resultados de este trabajo se deben entender como una aproximación simplificada a escala
regional orientada a obtener tasas de recarga y cotas principales de infiltración asumiendo que existe
un acuífero libre con posibilidad de mezcla del agua recargada a diferente altitud. El reducido número
de muestras disponibles hasta la fecha no permite aún una aproximación más afinada.
Agradecimientos. Este trabajo se ha desarrollado bajo el soporte económico de los proyectos de la CICYT HID 1999-0205,
REN2002-04517-CO2 y CGL2006-11619/HID, y del proyecto europeo GOCE-CT-2003-003950. Los autores agradecen el
esfuerzo de las diversas personas de distintos organismos que han colaborado en los muestreos, especialmente a la Dra.
Patricia Domínguez y al Ingeniero Pedro Franqueza de la Oficina de Proyectos del IGME en Almería, y muestran su
reconocimiento al personal de los laboratorios del IGME, del CEDEX y de la OIEA (IAEA).
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