4.1 INTRODUCCIÓN

Los lagos son los reservorios de agua más asequiblesy más utilizados en todo el mundo. Estos reservoriosjunto con otras superficies de agua (humedales,embalses superficiales artificiales) cubren millones dekm2 del área continental y constituyen un compo-nente esencial de los ciclos de agua regionales o glo-bales. En la actualidad se considera que los lagos sonunos contribuyentes importantes a los ciclos del car-bono, del nitrógeno y del fósforo en los continentesa través de varios procesos tales como la producciónde materia orgánica autóctona, la sedimentación demateria orgánica detrítica y la precipitación de car-bonatos y evaporitas. Los sedimentos lacustres tam-bién pertenecen a los archivos continentales másimportantes de los cambios climáticos y medioam-bientales. El material almacenado se puede utilizarpara descifrar la evolución climática actual en variaspartes del globo. Los que proporcionan una resolu-ción más aceptable son los testigos de hielo.

El rápido incremento del impacto antrópico en lossistemas de agua superficial de muchas partes delmundo produce una pesada carga de diferentestipos de contaminantes, tales como los compuestosde fósforo y nitrógeno, los metales pesados y losagroquímicos, lo que provoca un deterioro rápido dela calidad del agua. Esto a su vez contribuye aaumentar la preocupación pública, de manera queexiste una tendencia a preservar y proteger recursosdisponibles en la naturaleza contra las actividadeshumanas. A este respecto, algunos países han reali-zado acciones extensas para mejorar considerable-mente las condiciones de agua superficial.

Este capítulo presenta un número de aplicaciones deisótopos ambientales y substancias traza a proble-mas relacionados con la dinámica de los sistemaslacustres. Se pone enfasis en la derivación de loscomponentes del balance de agua de estos sistemasy la cuantificación de las interconexiones con cuer-pos de agua subterránea adyacentes. En la Tabla 4.1se resumen y caracterizan brevemente los trazadoresque se utilizan para afrontar los problemas anterior-mente mencionados. La discusión se centra en losfundamentos y en la aplicación de los métodos detrazado, las estrategias de muestreo, etc.

La discusión que se presenta no es exhaustiva. Loque se pretende es proporcionar una guía generalpara resolver los problemas prácticos más comunesrelacionados con la gestión de los lagos a través delos métodos de trazado. Aquellos lectores interesa-dos en saber más sobre los métodos de trazadoespecíficos que se aplican a los lagos y embalsesdeben consultar las publicaciones que se referencianal final de esta Sección.

4.1.1 CLASIFICACIÓN Y DISTRIBUCIÓN DE LOSLAGOS

De acuerdo con la definición del Diccionario de laLengua Española, un lago es una "gran masa per-manente de agua depositada en depresiones delterreno". Una definición operacional orientada a lagestión establece como límite inferior de lago unvolumen de unos 1000 m3 (Meybeck, 1995). Para loslagos localizados en las llanuras de inundación noexiste solución de continuidad entre los lagos y otroscuerpos de agua y la cobertera con vegetación per-manente y los humedales. En la parte superior de laescala de volúmenes, el mar Caspio también se con-sidera un lago, aunque no sucede lo mismo con elmar Báltico ni con el mar Negro, ya que estos seencuentran en conexión directa con el océano mun-dial. Dentro de este capítulo se consideran tanto loslagos naturales formados en las depresiones natura-les como los cuerpos de agua artificial creados porlas actividades humanas, tales como los embalses,los lagos dragados y depósitos artificiales creadosmediante las construcciones de presas.

Comúnmente se utilizan dos parámetros para carac-terizar la distribución regional y/o global de los lagos:la densidad de lagos y la relación límnica. La densi-dad de lagos se define de forma sencilla como elnúmero de lagos dentro de una categoría dada enbase a unas dimensiones del lago que se encuentraen la región en cuestión, dividido por el área total deesta región (número/km2). La relación límnica sedefine como el cociente entre el área total de loslagos (de todas las categorías de tamaños) y el áreatotal de la región estudiada (km2/km2 o %). Varíamás de dos órdenes de magnitud: desde valores

277

4 LAGOS Y EMBALSES

Isótopos Ambientales en el Ciclo HidrológicoIGME. Temas: Guías y manuales. ISBN: 84-7840-465-1

inferiores al 0,1% para la región no glaciar de losEstados Unidos, hasta más del 10% en algunaszonas de deshielo. El cociente límnico depende detres factores independientes: el clima, la tectónica yla litología. La Tabla 4.2 resume la distribución globalde los lagos, que se clasifican de acuerdo con su ori-gen.

Tabla 4.2 Distribución global de los lagos (Meybeck,1995).

Tipo de lago Volumen, Área,(103 km2) (103 km3)

Agua salada:

Mar Caspio 374 78,2

Otros lagos salinos que no están en

contacto con océanos abiertos 204 4,2

Lagos salinos costeros 40 0,1

Agua dulce:

Tectónico 424 54,6

Glaciar 1247 38,4

Fluvial 218 0,6

Crater 3 0,6

Misceláneo 88 1,0

Total 2598 177,7

Los lagos no poseen una vida ilimitada en la superfi-cie de la Tierra: se desarrollan, se van rellenando gra-dualmente y desaparecen. El ciclo de la vida de loslagos puede variar en un amplio rango: desde unaspocas semanas para lagos originados en represa-mientos de deslizamientos de ladera, que eventual-mente se rompen, hasta los millones de años paralos grandes lagos que se originan por motivos tectó-nicos. No obstante, la mayor parte de los lagos delmundo está asociada con el último periodo de gla-ciación y revela un rango que va aproximadamentedesde los 12000 hasta 6000 años AD.

4.1.2 PROCESOS DE MEZCLA EN LOS LAGOS

El proceso de mezcla se define como aquel procesoque conlleva la reducción de los gradientes espacia-les en el agua (Imboden y Wüest, 1995). Esto puedederivarse del movimiento a nivel microscópico con-trolado por la difusión molecular y a los fenómenosde advección y turbulencia que actúan a escalamacroscópica. En la mayoría de los casos los proce-sos de mezcla de los lagos son bastante variables,tanto en el tiempo como en el espacio. Esta variabi-lidad deriva principalmente de la estructura espacio-temporal de las fuerzas primordiales del movimiento,es decir, el tiempo y el clima. La topografía del lago

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Lagos y Embalses

Trazador

2H, 18O

3H/3He

Caracteristicas

- isótopos estables del hidróge-no y del oxígeno;

- forman parte de la molécula deagua

- isótopos radioactivos del hidró-geno (3H) y su descendiente,3He (gas noble)

Tipos de problemas que seestudian

- cuantificación del balance deagua

- interacción con el campo deagua subterránea adyacente

- "datación" del agua de lagos

- intensidad de la mezcla vertical

Estado

- se usan muy a menudo, princi-palmente para obtener cauda-les de entrada/salida de aguasubterránea

- aplicabilidad probada

- requiere espectrómetros demasas sofisticados

CFCs:

Freón-11

Freón-12

- gases traza presentes en laatmósfera que son algo solu-bles en el agua

- " datación " del agua de lagos

- intensidad de la mezcla vertical

- aplicabilidad probada

- medido mediante cromatogra-fía de gases

SF6- gas inerte inyectado artificial-

mente en un lago - cuantificación de la mezcla ver-

tical y horizontal

- aplicabilidad probada

- medido mediante cromatogra-fía de gases

Colorantes

- substancias inyectadas en loscursos de agua superficialeshacia los lagos (ríos, canales,conductos)

- delineación de los penachos decontaminación

- identificación de las zonasestancadas y los caminos prefe-rentes de los lagos

- aplicabilidad probada

Tabla 4.1 Trazadores isotópicos y químicos que se utilizan en el estudio de la dinámica de los lagos.

y sus alrededores puede ser también la responsablede la heterogeneidad de la mezcla.

Las diferencias de la densidad del agua inducida porlos cambios de la temperatura y/o los de la concen-tración de sal son de gran importancia para la formade mezcla vertical en los lagos. Los lagos que noestán bien mezclados verticalmente debido a lasdiferencias en la densidad, están compuestos pordiferentes zonas. La región superior menos densa ymejor mezclada se la llama epilimnion (comparablecon la capa de mezcla de los océanos). Esta regiónsigue, típicamente, los cambios de temperaturaregional y presenta más turbulencias que las regio-nes más profundas, que son más densas y relativa-mente menos perturbadas, el hipolimnion. La regiónintermedia, en la que se producen cambios relativa-mente más rápidos de los parámetros (temperatura,densidad), se llama metalimnion. El plano del cam-bio máximo de la temperatura con la profundidad sele llama termoclina. En la mayoría de los lagos, la ter-moclina se establece durante el verano, debido alcalentamiento gradual de las capas superiores delagua del lago. Como presenta una estructura dedensidad relativamente estable, constituye unabarrera eficiente contra la mezcla vertical. Durante elotoño se produce el proceso de mezcla, cuando elepilimnion se enfría gradualmente hasta temperatu-ras por debajo de la temperatura media que preva-lece en el hipolimnion. Hay lagos que siempre pre-sentan esta zonificación; éstos son los meromícticos.La región más profunda y estable de dichos lagos sela conoce como monimolimnion y la región superior,donde el agua fluye, se la denomina mixolimnion(Hutchinson, 1957).

4.2 BALANCE DE AGUA DE LOS LAGOS –ESTIMACIÓN DE LOS PROCESOS CONTRAZADORES

Los lagos son complejos sistemas dinámicos queinteractúan con el ambiente local y están conectadosal ciclo del agua a través de flujos de entrada y sali-da superficiales y subterráneos, y por medio de flu-jos de precipitación / evaporación. En la interaccióncon el ambiente local también se incorporan consti-tuyentes químicos y fases minerales que se transpor-tan desde el área de captación hacia el lago pormedio de los flujos de entrada, superficiales y subte-rráneos. Estos abandonan el lago junto con los flujosde salida de agua o se acumulan en los sedimentosdel lago. La Fig.4.1 esquematiza los componentesmás importantes desde el punto de vista funcionaldel balance de agua en un sistema lacustre.

Todos los componentes funcionales del sistemalacustre que aparecen en la Fig.4.1 provocan nor-malmente fluctuaciones a corto plazo, que se origi-

nan, por ejemplo, por la estacionalidad de las entra-das y salidas superficiales. Estas fluctuaciones confrecuencia se superponen a los cambios climáticos oa las transformaciones (naturales o antrópicas) den-tro del área de captación del sistema lacustre en con-sideración.

Para realizar una adecuada gestión lacustre se nece-sita establecer el balance de agua, cuantificandotodos los flujos de entrada y salida de agua para undeterminado intervalo de tiempo.

El balance de agua lacustre se basa en la ley de con-servación de la masa y presenta la forma de unaecuación de balance:

(4.1)

Fig.4.1 Esquema que describe los componentes delbalance hidrológico e isotópico de un sistema lacustre. Losflujos de agua están representados con letras mayúsculas,mientras que su composición isotópica se describemediante los valores δ correspondientes.

VL es el volumen del lago, IS, IG, OS y OG representan,respectivamente, los flujos volumétricos de entrada ysalida, superficial y subterránea, P representa la pre-cipitación sobre el lago y E es la evaporación dellago. En principio todos los parámetros que se des-criben en la Ec.4.1 son función del tiempo. La densi-dad del agua se considera constante. Si se quierederivar alguno de los componentes del balance deagua (por ejemplo, los caudales de agua subterráneao la evaporación) a partir de la Ec.4.1, se necesitaconocer el resto de parámetros u obtenerlos a partirde estimaciones independientes.

Para establecer un balance de agua en un lago serecurre al método de los trazadores, que consiste enaplicar la ley de conservación de la masa a cualquierconstituyente que pueda servir como trazador queforme parte de la estructura de la molécula de agua(isótopos del hidrógeno y del oxígeno) o que sedisuelvan en agua (por ejemplo, las sales). La formageneral que tiene la ecuación de balance de masaspara un determinado elemento traza es:

279

Lagos y Embalses

(4.2)

donde C, con sus respectivos subíndices, representala concentración del trazador escogido tanto en ellago como en todos los flujos de entrada y salida deagua del sistema. El último término de la Ec.4.2representa la eliminación de un trazador a través delos flujos de agua que abandonan el sistemamediante procesos distintos al de advección. Porejemplo, una desintegración radioactiva (si el traza-dor es radioactivo), una reacción química o un pro-ceso de adsorción en las partículas sedimentarias. Sise conocen adecuadamente las concentraciones deltrazador en función del tiempo de todos los compo-nentes que intervienen en las funciones del sistemalacustre, se pueden resolver numéricamente lasEcs.4.1 y 4.2 para el par de variables apropiado.

En hidrología normalmente no se dispone de infor-mación suficiente como para aplicar directamentelas Ecs.4.1 y 4.2. Además, por lo general no intere-san las fluctuaciones de periodo corto, ya que elestado promedio del sistema lacustre estudiado secaracteriza por los valores medios de periodo largode los parámetros anteriores. Si su variabilidad esrazonablemente despreciable (esto es, del orden del10 % de sus valores respectivos) y el sistema lacustrees suficientemente "antiguo" (véase elApt.4.2.1.3.1), se puede suponer que el sistema seencuentra en el estado estacionario, tanto en lo querespecta a la masa de agua como al trazador aplica-do:

(4.3)

4.2.1 ISÓTOPOS DEL HIDRÓGENO Y DELOXÍGENO

Los isótopos estables del agua, 2H y 18O, son los tra-zadores más útiles para establecer el balance deagua en un lago (en particular los relacionados conlos componentes subsuperficiales). El método de isó-topos estables para determinar el balance de aguaen un lago se basa en un proceso de evaporación,que provoca un incremento cuantificable de 2δ y 18δdel agua del lago. Las variables meteorológicas, talescomo la humedad relativa sobre el lago y la tempe-ratura del agua que hay en la superficie controlan elgrado de enriquecimiento causado por el proceso deevaporación y está correlacionado con el balance delagua del lago. La composición isotópica del agua dellago que se evapora evoluciona a lo largo de la línea(18δ,2δ) con una pendiente muy por debajo de ocho

(véase la Fig.4.2). La forma de la ecuación de balan-ce de masas isotópico (Ec.4.2) para el trazador 18O(2H) es:

(4.4)

donde los valores δ representan las concentracionesdel 18O y del 2H en los componentes que realizan lascorrespondientes funciones del sistema. Se conside-ra que la composición isotópica del flujo subterráneode salida es idéntica a la composición isotópica delagua del lago (δOG = δL). Esta hipótesis se cumple siel agua del algo está bien mezclada. En tal caso lacomposición isotópica del flujo superficial de salidatambién es igual a la del agua del lago (δOS = δL).

Fig.4.2 Gráfica de la relación 2δ-18δ de las muestras deagua recogidas en el lago Titicaca y en los ríos que apor-tan agua al lago. El Titicaca es un enorme lago tropicallocalizado en la frontera entre Bolivia y Perú, a una alturade 3800 m por encima del nivel del mar. Existe un marca-do enriquecimiento del agua del lago, por encima del10‰ en 18δ, respecto al flujo de entrada (modificado deFontes et al., 1979).

Si se considera que el lago se encuentra hidrológicae isotópicamente en el estado estacionario (Ec.4.3),se pueden resolver simultáneamente las Ecs.4.1 y4.4 para el par de variables escogidas (por ejemplo,los caudales de entrada y salida subterránea), siem-pre y cuando se conozcan los parámetros restantes yse representen por medio de los promedios de perio-do largo:

(4.5)

280

Lagos y Embalses

(4.6)

Dependiendo de la situación específica en la que seencuentre el sistema que se está investigando, sepodrán simplificar mucho más estas soluciones. Porejemplo, si el lago no tiene flujo superficial de entra-da ni de salida, el primer término de las Ecs.4.5 y 4.6desaparece. Si el sistema sólo cuenta con caudal deentrada y salida superficial y la incógnita es la canti-dad de agua que se evapora, las soluciones de lasecuaciones de balance son:

(4.7)

(4.8)

El parámetro más complicado de cuantificar en lasEcs.4.5 y 4.7 es las composición isotópica del flujo deevaporación neto δE. No se puede medir directa-mente. El valor medio de δE se calcula típicamentemediante la Ec.1.4 y a partir de los promedios a largoplazo de las variables correspondientes. En concreto,la composición isotópica media de la humedadatmosférica (δA) se deriva, normalmente, a partir dela composición isotópica anual ponderada de la pre-cipitación local y considerando que a la temperaturade la superficie del terreno se tiene equilibrio isotó-pico. Sin embargo esta manera de calcular el valormedio de δE sólo es válida en aquellos casos en losque la distribución estacional de la precipitación essimilar a la distribución estacional del flujo de eva-poración desde el lago. En general se recomiendaque el valor medio anual de δE se calcule como lamedia ponderada de los valores mensuales de δE(ponderada en función del flujo de evaporaciónmensual), que se deriva de la composición isotópicade la precipitación mensual y las correspondientestemperaturas y humedades relativas medias men-suales.

4.2.1.1 ESTRATEGIA DE MUESTREO −− RECOPILACIÓN DE

INFORMACIÓN NECESARIA

La realización de estudios isotópicos más completosy mejor planteados tiene como objetivo cuantificar elbalance de agua de los lagos o de los reservoriossuperficiales. Para ello se necesitan estrategias demuestreo diseñadas cuidadosamente, que tengan encuenta la información ya disponible, condicioneslocales, costos previstos, etc. Generalmente se reali-zan observaciones regulares, al menos durante unaño completo, para cuantificar la variabilidad esta-cional de los parámetros que se necesitan para com-pletar los cálculos del balance de masas isotópico.

4.2.1.1.1 Precipitación (P, δδP)

Para realizar los cálculos del balance de masas isotó-pico se necesitan medidas mensuales de la precipita-ción y de la composición isotópica del lago en cues-tión. Por razones de logística, no siempre es posibleobtener datos de precipitación para el lago en cues-tión; por este motivo se debe confiar en las muestrasrecogidas en estaciones meteorológicas cercanas. Deforma alternativa se deben organizar muestreosregulares de lluvia en ciertas zonas cercanas al lago.El número de estaciones depende de las dimensio-nes del lago; cuando el lago sea relativamentepequeño con una estación será suficiente.

Después de realizar un muestreo de la precipitaciónse analizan las muestras. Para ello se siguen una seriede reglas (véase también las reglas de muestreogeneral de la Sección I, capítulo 10). Las muestras delluvia se han de recoger justo después de cada preci-pitación y almacenarlas en contenedores hermética-mente cerrados. Como alternativa se puede añadiruna pequeña cantidad de aceite de parafina al medi-dor de lluvia para prevenir la evaporación del aguarecogida. Si se hace esto, se puede recoger el aguaal final de cada mes. También es necesario un buencierre de las botellas de almacenamiento, ya quecualquier evaporación puede modificar la composi-ción isotópica del agua almacenada. Estas mismasconsideraciones valen para la recogida de muestrasde agua en las campañas de muestreo. Al final decada mes se ha de transferir una alícuota de 20-50mL desde el contendor a la botella de plástico, queposee doble llave de paso para realizar análisis isotó-picos. Las muestras recogidas se han de almacenarbajo condiciones controladas, lejos de la radiacióndirecta del sol y de las fuentes de calor, y con com-probaciones periódicas de las botellas para evitarpérdidas por evaporación.

Si las estaciones meteorológicas están cerca del lago,es recomendable obtener estadísticas largas de laprecipitación del área en cuestión y compararlas conlos valores medidos. Si no es posible el muestreoregular, las muestras recogidas en riachuelos ymanantiales cercanos al lago pueden servir comouna primera aproximación de la composición isotó-pica media de la lluvia local.

4.2.1.1.2 Flujos de entrada y salidasuperficiales (IS, δδIS, OS, δδOS)

La aproximación del balance de masas isotópicorequiere un conocimiento adecuado tanto del caudalde agua que entra y sale del sistema lacustre comode la composición isotópica. Para ello se deben rea-lizar mediciones sistemáticas de ambas cantidadespara los flujos de entrada/salida más importantes.

281

Lagos y Embalses

Para los flujos de entrada (ríos) con caudales quevarían estacionalmente las medidas de las descargasy las medidas isotópicas se deben realizar cada meso al menos durante las condiciones de caudal alto ybajo.

A pesar de que se supone que la composición isotó-pica de los caudales de salida superficial es idénticaa la del agua del lago (δOS = δL), se recomienda reco-ger muestras del agua de salida para así validar dichaaproximación.

4.2.1.1.3 Composición isotópica del agua dellago (δδL)

La aproximación del balance de masas isotópicosupone que el reservorio en cuestión está bien mez-clado. Este supuesto se ha de evaluar minuciosa-mente. Se debe comprobar también la homogenei-dad isotópica del sistema, horizontal y verticalmente.Normalmente son suficientes dos campañas demuestreo: una durante la época seca y otra durantela estación de lluvias. El proceso de muestreo debeincluir un reconocimiento del agua, tanto superficialcomo profunda, en zonas representativas del lago.Siempre que sea posible los análisis isotópicos seacompañan de medidas de los parámetros fisicoquí-micos básicos (temperatura, conductividad, oxígenodisuelto).

4.2.1.1.4 Composición isotópica del flujo deentrada subterráneo (δδIG)

Se deben investigar los piezómetros y los pozosexcavados situados en el sentido más probable delflujo de agua subterránea en las proximidades dellago. Como la composición isotópica del agua sub-terránea poco profunda no revela normalmente unavariabilidad significativa a corto plazo, no es necesa-rio realizar observaciones mensuales sistemáticas detodas las regiones accesibles. Normalmente es sufi-ciente llevar a cabo dos campañas de muestreo enestaciones con condiciones extremas (por ejemplo,en un periodo seco y uno húmedo, respectivamente)para caracterizar la composición isotópica de la com-ponente del agua subterránea del flujo de entradatotal del lago. Cuando se examinan los pozos exca-vados se ha de comprobar que todos los pozos estánen explotación y que las muestras de agua no estánsometidas a evaporación.

4.2.1.1.5 Flujo de evaporación (E, δδE)

Para evaluar los caudales de entrada / salida de aguasubterránea a partir de las hipótesis del balance de

masas isotópico, se debe de conocer la tasa de eva-poración del lago (E). Existen varios métodos paraestimar la tasa de evaporación mediante un depósi-to de agua abierto (véase, por ejemplo, Brutsaert,1982; Ikebuchi et al., 1988; Sene et al., 1991):

1) el método del balance de agua; se aplica si seconocen y se pueden registrar con suficiente pre-cisión los restantes componentes del balance deagua del lago (incluidos lo cambios del aguaalmacenada en el lago); la tasa de evaporacióndel periodo de estudio se calcula como un balan-ce de masas residual

2) a partir de tanques de evaporación, como enlas estaciones meteorológicas; esta técnica pro-porciona la información más accesible sobre lamagnitud del flujo de evaporación; sin embargo,con los tanques de Clase A que se localizan en laorilla de un lago normalmente se sobreestimadesde un 10 hasta un 50% la evaporación(Kohler, 1954). Así, para derivar la evaporacióndel lago a partir de los datos del tanque se nece-sitan unos factores de corrección. La magnitudde esta corrección depende de las condicioneslocales, tales como la dimensión del lago, lameteorología local, etc.

3) método del balance de energía; se le conside-ra el método más preciso, aunque requiere unainstrumentación más sofisticada para medir elbalance de calor de la superficie de evaporación;en aquellos casos en los que, por razones logísti-cas, no es posible instalar instrumentación ade-cuada para el método de balance de energía, serecomienda usar un tanque de evaporación ins-talado en una plataforma flotante y sumergidaen el agua del lago; esto proporciona muy pro-bablemente datos más cercanos a la evaporaciónreal desde el lago que los tanques de Clase A ins-talados en la orilla. Tales tanques sumergidos sepueden utilizar para estimar δE (véase más ade-lante)

4) a partir de un perfil aerodinámico; este méto-do incluye medidas de la velocidad del viento, latemperatura del aire y de la humedad al menosen dos puntos diferentes por encima de la super-ficie de evaporación

5) técnica de correlación turbulenta; este es unmétodo directo para calcular el flujo de evapora-ción; consiste en las medidas de las fluctuacionesa lo largo del tiempo de las componentes verti-cales de la velocidad del viento, la temperaturadel aire y la temperatura del termómetro húme-do, respectivamente; las medidas son difíciles deobtener. Por eso sólo se utiliza en los experimen-tos básicos

282

Lagos y Embalses

6) método de Penman; se basa en una fórmulaempírica que se deriva del método del balance deenergía y del balance aerodinámico.

Los estudios especiales para comparar los diferentesmétodos de estimación de E para los lagos sugierenque estos métodos son consistentes dentro delrango 10-20% (Sene et al., 1991; Gibson et al.,1996).

La composición isotópica del flujo de evaporaciónneto (δE) no se puede medir directamente; por estarazón se utiliza la Ec.1.4. También se recomienda cal-cular el δE medio como una media ponderada de losvalores mensuales de δE (ponderada respecto al flujode evaporación mensual E). Para calcular los valoresde δE a partir de la Ec.1.4 se necesita conocer losvalores mensuales medios de los cuatro parámetroscuantificables: i, composición isotópica de la hume-dad atmosférica sobre el lago (δA), ii, la temperaturadel aire sobre el lago (Taire), iii, la temperatura delagua de la superficie del lago (Tagua) y iv, la humedadrelativa sobre el lago (h).

El método que más se utiliza consiste en calcular δAa partir de los valores mensuales de δP, considerandoque la temperatura a nivel del suelo se halla en equi-librio isotópico. Los resultados publicados de losregistros simultáneos de la composición isotópica dela precipitación y de la humedad atmosférica sugie-ren que esta aproximación siempre se cumple en losclimas moderados (Rozanski, 1987; Jacob y Sonntag,1991). Sólo durante los meses de invierno, cuando lanieve es la forma predominante de precipitación, laprecipitación recogida puede estar empobrecida iso-tópicamente respecto del valor de equilibrio. Estaforma de estimar δA no funciona de manera satis-factoria en las regiones áridas o semiáridas, o duran-te los periodos de sequía de los trópicos.

Un método alternativo para estimar δA es utilizartanques de volumen constante para la evaporaciónen tanques Clase A (Allison y Leaney, 1982; Gibsonet al., 1999), que se sitúan en la orilla del lago o pre-feriblemente sumergidos, operados desde las plata-formas flotantes. Tales tanques de volumen constan-te simulan el comportamiento de un lago terminalbajo condiciones climáticas análogas a las del lagoen cuestión. En los tanques de volumen constanteque están protegidos de la lluvia es E = I, y cuandoalcanzan el estado isotópico estacionario es δI = δE.Por lo tanto, de la Ec.1.4 se deriva la siguiente rela-ción para δA:

(4.9)

donde δLP es la composición isotópica estacionariadel agua en el tanque de evaporación y δI represen-ta la composición isotópica estacionaria del agua

añadida al tanque para mantener el volumen cons-tante. Por este motivo, si se pretende obtener δA dela Ec.4.9, se necesita conocer el valor de δ del aguaañadida al tanque para compensar las pérdidas porevaporación. Este agua ha de ser, preferiblemente,igual al caudal de entrada local del lago en cuestión.Después de llenar el evaporímetro y permitir que lle-gue al estado estacionario (véase el Apt.4.2.1.3.1),se tiene que muestrear y analizar el agua del evapo-rímetro periódicamente (por ejemplo, semanalmen-te). Se ha de instalar una instrumentación adecuadapara registrar los parámetros meteorológicos locales(haire, Taire, Tagua). El evaporímetro debe estar en fun-cionamiento durante todo el periodo de observa-ción. La desventaja de esta aproximación es quedicha estación de observación requiere un manteni-miento diario (compensar las pérdidas por evapora-ción mediante el agua del flujo de entrada, prote-gerla de la lluvia, medir la temperatura del aire y lahumedad relativa). No se recomienda que se protejala estación permanentemente, ya que puede provo-car unas condiciones micrometeorológicas localessobre el tanque diferentes de las que existen sobre ellago. No obstante,se puede automatizar fácilmentela operación de estas instalaciones mediante instru-mentos de medida de la temperatura y la humedad,e instrumentos que mantengan constante el niveldel agua en el evaporímetro (todos estos instrumen-tos han de estar protegidos de la lluvia). Los valoresmedios mensuales de δA que se obtienen de estamanera se pueden substituir en la Ec.1.4 para calcu-lar los valores medios mensuales de δE del lago encuestión.

Cuando el acceso diario a las instalaciones de lostanques de evaporación es difícil, se recomienda uti-lizar otra manera de obtener información sobre δA.Se demuestra que cuando el evaporímetro se llenade agua del lago la pendiente inicial de la línea deevaporación cumple la siguiente relación de aproxi-mación (Froehlich, 2000):

(4.10)

La pendiente inicial sLP se deriva de la línea de eva-poración que se define mediante valores de δ deporciones subsecuentes de muestras de agua recogi-das del tanque, en función de la fracción residual deagua F. La fracción residual F se define como F =V / Vo, donde V y Vo es el volumen verdadero e ini-cial del agua en el tanque; δL es la composición iso-tópica del agua del lago que se utiliza para llenar eltanque, δA es la composición isotópica de la hume-dad atmosférica, hN es la humedad relativa normali-zada y ε es el fraccionamiento isotópico total.

La línea de evaporación se puede establecer llenan-do el evaporímetro con agua del lago, recogiendo

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Lagos y Embalses

muestras diaria de agua del tanque y registrando loscambios del volumen del agua en el tanque durantelos primeros días del muestreo. Tales experimentosde evaporación se deben realizar cada mes. Se pue-den realizar en los mismos tanques que se utilizanpara registrar la tasa de evaporación. Recuérdeseque antes de cada experimento de evaporación seha de vaciar el tanque completamente y volver a lle-narlo con una nueva porción de agua del lago.También debe recordarse que la Ec.4.10 es válida sino llueve durante el experimento. Al igual que con elmétodo del tanque de volumen constante, se ha deinstalar una instrumentación adecuada que registrelos parámetros meteorológicos locales (haire, Taire,Tagua) en cada experiencia de evaporación.

Si además de los δA se quieren calcular los valoresmedios mensuales δE a partir de la Ec.1.4, se necesi-tan también los valores mensuales medios de losparámetros meteorológicos relevantes (la tempera-tura del aire que hay sobre el lago, la humedad rela-tiva y la temperatura del agua de la superficie dellago). Normalmente los datos medios de la tempera-tura del aire y de la humedad relativa se obtienen delas estaciones meteorológicas situadas en las proxi-midades del lago. No obstante, a menudo no se dis-pone de información sobre las temperaturas men-suales medias de la superficie del lago. Por este moti-vo se recomienda realizar medidas regulares de latemperatura del agua del lago y de la temperaturadel aire que hay sobre el lago con instrumentos fáci-les de desplazar. Siempre que sea posible, se debemedir la humedad relativa sobre el lago. Las campa-ñas de medida de los lagos, que se llevan a cabo almenos una vez al mes durante el periodo entero deobservación, deben utilizarse para identificar lasposibles diferencias entre la temperatura mensualmedia del aire y del agua. Sin embargo, tales valoresno proporcionan datos precisos. Por consiguiente,siempre que sea posible se han de instalar en lasestaciones del lago (en la plataforma flotante) ins-trumentos adecuados que permitan medir los pará-metros necesitarios. Con la tecnología de sensoresque se utiliza actualmente y con las técnicas deadquisición de datos dicha solución se encuentra alalcance de los presupuestos típicos de los proyectos.

Si en las proximidades del lago en cuestión existeotro lago que no presenta flujo de salida (superficialo subterráneo), se podrá aplicar otro método de eva-luación del δE. Dicho lago recibe el nombre de lagoterminal. El enriquecimiento isotópico del lago ter-minal en relación con la composición isotópica delcaudal de entrada total se puede expresar mediantela siguiente ecuación aproximada (Gat y Bowser,1991):

∆δ = δLS – δIN ≈ hN (δA – δIN) - εtot (4.11)

donde δLS es la composición isotópica estacionariadel lago terminal, δIN es la composición isotópica delflujo de entrada total que va hacia el lago terminal,hN es la humedad relativa normalizada que hay sobreel lago y ε es el fraccionamiento isotópico total comose define en la Ec.1.4. A partir de la Ec.4.11 se deri-va el valor de δA que se sustituye en la Ec.1.4 paradefinir el δE del lago en cuestión. Dinçer (1968) apli-có por primera vez esta aproximación en varios lagosde Turquía.

4.2.1.1.6 Evaluación simplificada

Como ya se ha mencionado anteriormente que nosiempre se puede realizar una observación y un pro-grama de medida completo, bien porque los lagosno son de acceso sencillo o bien por razones delogística. Sin embargo, para obtener una estimacióninicial de los componentes investigados del balancede masas se puede realizar un muestreo de recono-cimiento del sistema lacustre que se está investigan-do y de otras aguas del área de estudio (ríos, manan-tiales, pozos excavados, etc.). Si lo que se pretendees utilizar las ecuaciones del balance de masas isotó-pico, se han de tener en cuenta varias hipótesis desimplificación:

1) el sistema se encuentra en estado estacionariohidrológico e isotópico

2) la temperatura media anual del agua de la super-ficie del lago es idéntica a la temperatura mediaanual del aire que hay sobre el lago

3) la composición isotópica media anual ponderadade la lluvia local es igual a la composición isotó-pica del agua subterránea poco profunda delárea de estudio

4) la composición isotópica media del vapor deagua atmosférico que hay sobre el lago está enequilibrio con la precipitación local.

Se puede obtener los valores medios anuales de lahumedad relativa y la temperatura del aire superficialdel área de estudio a partir de los datos que se obtie-nen en la estación meteorológica más próxima. Si latasa de evaporación se puede calcular de formaindependiente (por ejemplo, a partir de datos de lostanques de evaporación de la estación meteorológi-ca más próxima o/y otras estimaciones), se puedenutilizar las ecuaciones de balance de masas isotópicopara derivar los componentes que se necesitan delbalance de agua. Si no se proporciona informaciónsobre la magnitud del flujo de evaporación, elcociente del flujo de entrada total y el flujo de eva-poración del lago en cuestión se puede obtener apartir de las siguientes relaciones, que son válidascuando se establece el estado estacionario hidrológi-co e isotópico del sistema (Gat y Bowser, 1991):

284

Lagos y Embalses

(4.12)

donde:

Itot flujo total que entra en el lago (las componen-tes superficiales y subterráneas más la lluvia)

E la tasa de evaporación

hN la humedad relativa sobre el lago

δA la composición isotópica de la humedadatmosférica que hay sobre el lago. Se puedecalcular a partir de la Ec.4.13 suponiendo quela composición isotópica de la lluvia local es laque se recoge de los manantiales y ríos cerca-nos al lago

δLS la composición isotópica medida del lago

δIT la composición isotópica estimada del flujo deentrada total, que se basa en la composiciónisotópica de los ríos , manantiales, pozos exca-vados y lluvia muestreados.

εtot = εV/L + εdif = el fraccionamiento efectivo total,tal y como se definió en la Ec.1.4.

Se puede considerar que la composición isotópicadel vapor de agua atmosférico se encuentra en equi-librio isotópico con el flujo de entrada total. Así laEc.4.12 se puede simplificar mucho más (Gat yBowser, 1991):

(4.13)

donde εL/V representa el factor de fraccionamientode equilibrio entre el agua líquida y el vapor de agua,mientras que εdif representa el efecto cinético (difu-sión) definido en la Ec.1.5.

A partir de la Ec.4.12 ó 4.13 se obtiene una ideasobre la dinámica del sistema de estudio, inclusocuando el número de muestras analizadas es limita-do. Estos cálculos sencillos, que se basan en el mues-treo de reconocimiento, proporcionan las bases paraestablecer decisiones futuras con respecto a la inves-tigación eventual a escala completa.

La Fig.4.3a ilustra como el enriquecimiento isotópicodel agua de los lagos depende de la hidrología delsistema y del clima local. El enriquecimiento isotópi-co en 18O, 18δ = δLS - δIT, se representa en función deldéficit de humedad, para diferentes cocientes delflujo de entrada total respecto de la tasa de evapo-ración (Itot/E). Esta figura puede utilizarse para iden-tificar de forma rápida el tipo de balance de agua delsistema de estudio (sistema controlado por la evapo-ración o por el flujo subsuperficial). La Ec.4.13 se

puede organizar de tal manera que se derive la com-posición isotópica del lago en el estado estacionarioen función de la composición isotópica del flujo deentrada total y de la hidrología del medio. Si serepresenta 2δ en función de 18δ, la composición iso-tópica del agua del lago en estado estacionario (δLS)y el flujo neto de evaporación (δE) se desplazan amedida que la hidrología del sistema cambie (rela-ción Itot/E) a lo largo de la línea denominada línea deevaporación (Fig.4.3b).

Fig.4.3 a) Enriquecimiento isotópico de 18O en el estadoestacionario del agua procedente de un lago (∆18δ = 18δLS- 18δIT) en función del déficit de humedad (1 – hN) y delcociente entre el flujo de entrada total y la tasa de evapo-ración (F=Itot/E). Se ha supuesto que el vapor de aguaatmosférico se encuentra en equilibrio isotópico con elflujo de entrada total.

b) Evolución de la composición isotópica del agua del lagoy el flujo neto de evaporación a medida que la hidrologíadel sistema cambia (variación de la relación entre el flujode entrada total y la tasa de evaporación). Se ha supuestoque el vapor de agua atmosférico se encuentra en equili-brio isotópico con el flujo de entrada total. Los cálculos sehan realizado mediante la Ec.4.13, con la composición iso-tópica del flujo de entrada total sobre la Línea de AguaMeteórica Mundial (18δIT = -8‰ y 2δIT = -54‰) y con unahumedad relativa de hN = 0,75.

285

Lagos y Embalses

4.2.1.1.7 Selección del trazador: el 18O o el 2H

Como ya se ha indicado, el 18δ y el 2δ de las aguasmeteóricas están fuertemente correlacionados. Éstosse agrupan a lo largo de la denominada Línea deAgua Meteórica en la gráfica de 2δ en función de18δ. Los enriquecimientos isotópicos de ambos isóto-pos obtenidos durante la evaporación tambiénsiguen una relación lineal (véase la Fig.4.3). Por estemotivo, los cálculos del balance de masas isotópicobasado en el 18O o en el 2H deben proporcionarresultados idénticos. La elección del trazador depen-de sólo de las restricciones analíticas o en las prefe-rencias.

Ya las primeras aplicaciones del método del balancede masas isotópico revelaron las dificultades persis-tentes en la determinación del balance de agua delos lagos, que se deriva de forma independiente apartir de los datos de 18δ y de 2δ. Se desconoce elmotivo de esta discrepancia aparente entre losbalances del 18O y del 2H. Dicha discrepancia sedetecta particularmente en los sistemas dominadospor la evaporación (Zuber, 1983). Las investigacionesempíricas realizadas sugieren que el 18O proporcionaresultados más fiables que el 2H. También se obtienela misma conclusión cuando se comparan las esti-maciones isotópicas de los flujos de evaporación delos lagos a partir de medidas directas (Gibson et al.,1996). No obstante se recomienda realizar ambosanálisis para todas las muestras recogidas, inclusocuando el balance de agua posterior se haga única-mente con los datos del 18O.

4.2.1.2 INCERTIDUMBRES DE LA APROXIMACIÓN DEL

BALANCE DE MASAS ISOTÓPICO

Por razones prácticas es importante estimar deforma precisa los componentes del balance de aguaque se derivan de los datos isotópicos y calcular lasensibilidad de los parámetros medidos frente a cual-quier cambio. Si se utiliza la ley de la propagación delos errores (véase la Sección I, capítulo 13), la eva-luación de la incertidumbre global estándar delbalance de agua a menudo se vuelve difícil debido alconocimiento incompleto de las incertidumbresinvolucradas. Además las incertidumbres que seintroducen mediante las hipótesis que se realizan entodo el proceso de formulación de las ecuaciones delbalance de masas isotópico son arduas de cuantifi-car.

En la práctica basta con tener una idea general delcomponente estimado. Por este motivo se utiliza unanálisis de sensibilidad, que es una aproximaciónsimplificada del proceso total. En dicha aproximaciónel componente que se deriva del balance de agua secalcula a partir de los rangos de los parámetros

medidos obtenidos con las ecuaciones de balance demasas isotópico. El rango de las variables que seinvestigan ha de ser representativo del sistema quese investiga. También se han de revisar los límitessuperiores e inferiores, ya que repercute de maneraasimétrica sobre los parámetros calculados. Dichoprocedimiento proporciona las variables clave quecontrolan la incertidumbre del parámetro que sederiva y contribuye a la obtención de la magnitud dela incertidumbre. La Tabla 4.3. muestra dicha aproxi-mación para el caso de un pequeño lago de Austriaque se alimenta con aguas subterráneas. Dicho lagose creó como resultado de una excavación paraextraer gravas (véase la Fig.4.9).

Tabla 4.3 Cambios de porcentaje del flujo subterráneo deentrada hacia un pequeño lago dragado, en Austria. Estoscálculos se derivan del balance de masas isotópico (18O)para un rango de variación de los respectivos parámetrosde entrada del ±10% (Yehdegho et al., 1997).

Parámetro Cambio del caudal de entrada subterráneo

calculado (%)a

Precipitación −2,0/ +2,0

Temperatura del agua −2,1/ +2,1

Humedad relativa normalizada −9,1/ +6,5

Evaporación +13,1/ −13,1

Filtración desde el lago aguas arriba −1,8/ +1,8

Contenido de 18O de la precipitación +17,4/ −17,4

Contenido de 18O del agua del lago −52,4/ +111,9

Contenido de 18O de la filtración desde el lago aguas arriba arriba +24,1/ −24,1

Contenido de 18O del flujo de entrada subterráneo +86,0/ −31,6

a) el número de la columna corresponde al incremento/decremento en un 10% de los respectivos parámetrosde entrada

En la bibliografía hay investigaciones que cuantificanla incertidumbre real de los componentes del balan-ce de masas derivados del balance de masas isotópi-co. Por ejemplo, Zimmerman y Ehhalt (1970) publi-caron que el δE calculado con la Ec.1.4 presentabamás incertidumbre si la humedad relativa sobre ellago se aproximaba al 80%. De acuerdo con sus cál-culos, para las incertidumbres típicas que intervienenen el balance de agua, el flujo de evaporación sepuede estimar con una precisión máxima del 30%.Por otro lado, un estudio reciente realizado porGibson et al. (1996) demuestra que las estimacionesbasadas en el 18O de los flujos de evaporación desdelagos pequeños situados en el continente Ártico de

286

Lagos y Embalses

Canadá se encuentran dentro del ±10% de los valo-res que se derivan con otros métodos (método delbalance de energía y método del perfil aerodinámi-co). Para los lagos pequeños con flujo subsuperficialque presentan un enriquecimiento relativamentepequeño provocado por la evaporación, el paráme-tro crítico que controla la precisión completa delmétodo del balance de masas isotópico es la com-posición isotópica del lago y del flujo de entradatotal (véase la Tabla 4.3). Los componentes subsu-perficiales del balance de agua de dichos lagos sepueden estimar a partir de las ecuaciones de balan-ce basadas en el 18O con una precisión del orden del10-20% (Yehdegho et al. 1997).

4.2.1.3 CASOS ESPECIALES

La aproximación metodológica que se describe en elApt.4.2.1.1 se basa en un determinado número dehipótesis simplificadoras, tales como el estado esta-cionario hidrológico/isotópico y la mezcla perfectadel agua del lago. A continuación se habla de talessituaciones cuando en el sistema de estudio no secumplen todas las hipótesis.

4.2.1.3.1 Sistemas en condiciones estacionarias

El volumen y la composición isotópica de la mayoríade los lagos y reservorios (embalses) de agua super-ficiales presentan oscilaciones estacionales que vieneimpuestas por la estacionalidad de los parámetrosclimáticos, tales como la temperatura y la humedadrelativa o por las fluctuaciones de los flujos de entra-da/salida de agua. Los estudios se centran, general-mente, en el comportamiento a largo plazo de unsistema. En este caso el supuesto que se basa en elestado estacionario utilizando un promedio adecua-do de las oscilaciones estacionales, proporciona unasolución significativa.

No obstante, en situaciones que evolucionan con eltiempo, tanto a nivel hidrológico como a nivel isotó-pico, no se puede utilizar la hipótesis del estado esta-cionario en las ecuaciones del balance de masas iso-tópico. Ejemplos de este tipo de lagos son los que seforman como consecuencia de la explotación demateriales de construcción (grava, arena). Dichoslagos no presentan típicamente flujos de entrada ysalida superficial y se relacionan con los sistemas deagua subterránea local. Otro ejemplo de este tipo desistemas son los lagos y embalses efímeros de lasregiones áridas. Estos se llenan durante la época delluvias y gradualmente van perdiendo su aguadurante la época seca.

Cuando tanto el volumen como la composición iso-tópica de los sistemas en cuestión cambian con el

tiempo (dV/dt ≠ 0 y dδL/dt ≠ 0), las ecuaciones dife-renciales Ec.4.1 y 4.4 se pueden resolver numérica-mente para el par de variables considerado, siemprey cuando en los pasos de tiempo elegidos se conoz-can los cambios del resto de parámetros de estasecuaciones.

En la bibliografía se encuentran expresiones analíti-cas para la evolución temporal de la composiciónisotópica del lago, que se derivan a partir de lasEcs.4.1 y 4.4. bajo determinadas hipótesis simplifica-doras. Por ejemplo, Zimmermann (1978, 1979),Gonfiantini (1986) y Gibson et al. (1996) han pro-porcionado expresiones analíticas para el δL para elcaso de cambios del volumen del lago despreciables.Gonfiantini (1986) y Phillips et al. (1986) han encon-trado también otras expresiones analíticas para el δLen aquellos casos donde dV/dt ≠ 0.

Fig. 4.4 Evolución temporal de 2δ y 18δ en dos nuevoslagos dragados en Alemania (modificado porZimmermann, 1978).

Integrando la ecuación diferencial (Ec.4.4) cuando to→ t, utilizando los valores medios para definir losdemás parámetros en esta ecuación y considerandoque dV/dt = 0, se llega a la siguiente ecuación gene-ral para la composición isotópica del agua del lagoen función del tiempo:

287

Lagos y Embalses

δL(t) = δLS – (δLS – δLO)e–t/τ (4.14)

donde δLO y δLS es la composición isotópica inicial yen el estado estacionario del lago, respectivamente;τ representa la constante de tiempo que describe lavelocidad de la variación temporal de la composiciónisotópica del agua del lago:

(4.15)

Para un lago terminal con Itot/E = 1, la Ec.4.15 se sim-plifica de la siguiente manera:

τ = (1 Ð hN)⋅V/E (4.16)

De la Ec.4.16 se deduce que la constante isotópicade tiempo es (1 – hN) veces el tiempo de renovaciónhidrológico del lago.

La siguiente es una ecuación aproximada que supo-ne que la composición isotópica del agua del lago seencuentra en estado estacionario (véase la Ec.4.12):

(4.17)

Si se registra la evolución del sistema lacustre enintervalos regulares de tiempo (por ejemplo cadames), se pueden derivar las cantidades de interés,tales como los caudales de entrada y salida total paracada intervalo de tiempo, mediante la resolución delas Ecs.4.14, 4.15 y 4.17 respecto a la cantidad des-conocida X=Itot/E y utilizando la Ec.4.6 para derivar elflujo de salida total: Otot = Itot – E para cada interva-lo de tiempo dado.

4.2.1.3.2 Lagos estratificados

La estratificación de los lagos se produce a causa delgradiente de densidad, que evita el intercambio librede materia entre las capas de mezcla superior (epi-limnion) y las capas más profundas del lago (hipo-limnion). Como se indica en el capítulo 4.1.2, lamayoría de los lagos experimentan ciclos estaciona-les diferentes de mezcla vertical con periodos deestratificación térmica (verano) y eventos de inesta-bilización con mezcla (a finales de otoño y primave-ra), cuando todo el sistema presenta una mezcla per-fecta. Algunos lagos muy profundos y en especial loslagos salados pueden mostrar estratificación deperiodo largo (permanente) (Gonfiantini et al.,1979).

Para calcular las fluctuaciones de periodo corto delos parámetros del balance de agua en los lagosestacionalmente estratificados, se deben modificarlas ecuaciones de balance de acuerdo con estashipótesis (Gat, 1970; 1995). Durante el periodo de

estratificación térmica, el epilimnion se puede tratarcomo un subsistema independiente con un volumenVE y con una condición de contorno dinámica res-pecto al hipolimnion, que se define a partir de laposición reciente de la termoclina. El carácter diná-mico de esta condición de contorno se deriva delhecho de que, a medida que la termoclina se eleva ydesaparece, las capas de agua más profundas se vanincorporando al epilimnion, cambiando su volumeny su composición isotópica. Para considerar este pro-ceso se ha de añadir un término adicional a las ecua-ciones de balance para el epilimnion. Este términorepresenta el flujo de agua que entra o sale del epi-limnion como resultado del movimiento de la termo-clina. Para calcular estos flujos se han de realizarobservaciones regulares y frecuentes de la posiciónde la termoclina. También es necesario registrar ladistribución vertical del 18δ (2δ) en el lago para poderasignar composiciones isotópicas apropiadas en losflujo de intercambio.

Fig. 4.5 Perfiles de profundidad (Z) del contenido de 18δ,2δ y 3H en el lago Malawi y el lago Tanganita, al este deÁfrica. Las muestras del lago Tanganita se recogieron en1973 (Craig, 1975) y las del lago Malawi en 1976(Gonfiantini et al., 1979). La mezcla vertical del lagoTanganita es extremadamente baja (ausencia de 3H en elhipolimnion). Los valores más positivos de 18δ y 2δ que sedetectan en el fondo lacustre, registrados también en elMalawi, reflejan muy probablemente los cambios climáti-cos del pasado que llevan a una relación pequeña entre elflujo de entrada total y la tasa de evaporación de los siste-mas en cuestión (véase la Fig.4.3b).

4.2.1.3.3 Lagos interconectados

Hasta ahora la discusión se ha centrado en los siste-mas lacustres individuales, pequeños y aislados, aun-que durante las aplicaciones prácticas se trata conun sistemas de lagos o de embalses interconectados.Gat y Bowser (1991) proporcionan una buena des-

288

Lagos y Embalses

cripción de estos sistemas. El tipo de sistemas inter-conectados más común es el de una cadena de lagosdonde el flujo de salida de uno de los lagos sirve, almenos parcialmente, como entrada hidrológica deotro de los lagos. El sistema lacustre del que se eva-pora agua a lo largo de su trayecto se le puede con-siderar como un ejemplo extremo del sistema de"cadena de lagos" (Fritz, 1981).

Fig.4.6 Enriquecimiento en 18O causado por la evapora-ción en el estado estacionario (∆18δ = 18δLS - 18δIT) para unsistema doble (dos lagos) y uno simple (un lago). Este enri-quecimiento se representa en función del déficit de hume-dad para diferentes cocientes del caudal de entrada totaly la tasa de evaporación (F=Itot/E). Se considera que el sis-tema simple posee una tasa de evaporación igual a la tasade evaporación total del sistema doble. Se supone tam-bién un estado de equilibrio isotópico entre el δA y δI(modificado de Gat, 1995).

El balance de agua de un lago, que cuenta con uncaudal de entrada superficial o con un rezume sub-terráneo desde los lagos aguas arriba, se puederesolver de forma análoga al sistema lacustre aislado,siempre y cuando se utilicen las ecuaciones delbalance de masas isotópico apropiadas discutidasanteriormente. La única diferencia es que el flujo deentrada superficial y subterráneo, controlado por ellago aguas arriba, ha de tener necesariamente lacomposición isotópica de este lago en lugar de lacomposición isotópica de la precipitación local. Demodo que si existe una posibilidad de que el lagocolindante presente "fugas" hacia el sistema consi-

derado, el programa de muestreo debe incluir tam-bién este lago.

La Fig.4.6 muestra el enriquecimiento en 18O a par-tir del proceso de evaporación en un sistema doblede lagos. Éste se calcula para un rango amplio decondiciones de contorno (Gat, 1995).

Resulta aparente considerar que el enriquecimientoisotópico en un sistema doble excede al del simple,siempre que sus propiedades hidrológicas sean com-parables. No obstante se puede mostrar que si elnúmero de lagos interconectados crece, el enriqueci-miento isotópico no aumenta indefinidamente.Debido al intercambio isotópico con la humedadatmosférica, existe un crecimiento isotópico “final”más allá del cual no se produce ningún enriqueci-miento isotópico (Gat y Bowser, 1991). De la Fig.4.6también se deduce que la humedad relativa juega unpapel muy importante en el control del enriqueci-miento isotópico, particularmente en los sistemasdominados por el proceso de evaporación.

4.2.1.3.4 Lagos grandes

La formulación de las ecuaciones del balance demasas isotópico para los lagos pequeños incorporavarias hipótesis. Si lo que se pretende es encontrarlas ecuaciones que describan sistemas más grandesse deben revisar dichas hipótesis. Las cuestiones quese han de revisar son dos: (i) hasta que punto sepuede considerar que el sistema en cuestión eshomogéneo, y (ii) el aumento de la humedad sobregrandes cuerpos de agua.

Los sistemas de agua abiertos constituyen una fuen-te continua de agua que se incorpora en la atmósfe-ra como resultado de la evaporación. Si las dimen-siones horizontales de la superficie de evaporaciónson lo bastante grandes, el efecto del aumento de lahumedad sobre el lago puede ser significativo. Esteaumento de humedad sobre el lago depende crítica-mente del grado de mezcla turbulenta en la atmós-fera que hay sobre el lago, que a su vez viene con-trolada por los parámetros meteorológicos (insola-ción local, dirección y velocidad del viento, etc.) y porla morfología de los alrededores (montañas o expla-nadas). Si la contribución del flujo de evaporacióndel lago al balance local del contenido de aguaatmosférico es significativa, la composición isotópicadel vapor de agua atmosférico que hay sobre el lagose modifica respecto del valor atmosférico libre. Deeste modo los cuerpos de agua extensos en el esta-do estacionario crearán su propia “atmósfera”, convalores medios de δA y valores de la humedad relati-va que pueden estar bastante desplazados de aque-llos que se registran en el terreno cerca del lago(Fontes y Gonfiantini, 1970). Si se conocen estas dos

289

Lagos y Embalses

cantidades (medidas) en todo el sistema de estudio,aún se podrán utilizar las ecuaciones de balance demasas isotópico y en particular la expresión para δE(Eq.1.4).

La estrategia de muestreo de las investigaciones iso-tópicas de un sistema de agua superficial grandedebe centrarse en los dos problemas anteriormentemencionados; a saber, comprobar el grado dehomogeneidad isotópica del sistema y obtener losparámetros relevantes de la atmósfera por encimadel lago en cuestión (δA, h, Taire). Empíricamente laforma más razonable de "estudiar" la atmósfera quehay sobre el lago es instalar estaciones de muestreoy medida en pequeñas islas. Éstas deben registrar laprecipitación mensualmente, además de la tempera-tura del aire y la humedad relativa. Una de las ven-tajas adicionales de esta aproximación consiste enproporcionar números realistas de la tasa de precipi-tación mensual sobre el lago. A menudo la precipi-tación de los lagos grandes difiere significativamen-te de la que se produce alrededor del lago. La com-posición isotópica de la precipitación que se recogeen las islas sirve para evaluar la composición isotópi-ca del contenido de agua atmosférica sobre el lagomediante la Ec.1.10. Por otro lado se pueden utilizarlos evaporímetros de volumen constante situados enislas o en evaporímetros sumergidos localizados enplataformas flotantes para obtener δA, según elmétodo de la Sec.4.2.1.1.5. Si la aproximación ante-rior no es posible (por ejemplo, por la falta de islas),existen todavía dos maneras más de resolver el pro-blema.

En primer lugar se puede utilizar el valor de δA cal-culado a partir de la composición isotópica de la pre-cipitación local recogida en las estaciones querodean al lago, siempre y cuando el término quedescribe el enriquecimiento cinético se modifique deacuerdo con el aumento de humedad sobre el lago.El parámetro Θ de la Ec.1.5, que tiene en cuenta elaumento de la humedad sobre el lago, no es igual a1 cuando se trata de cuerpos de agua grandes. Esteparámetro se puede estimar mediante la ecuaciónsiguiente (Gat, 1995):

(4.18)

donde h'N es la humedad relativa, que se midecerca de la superficie del lago (varios cm sobre lasuperficie de evaporación) y normalizado respectode la temperatura superficial del lago; mientras quehN es la humedad relativa normalizada que se midea una determinada distancia de la superficie (variosmetros). En la Ec.1.4 se utiliza el valor h'N.

Otra de las aproximaciones consiste en realizar medi-das directas de la humedad relativa y de la composi-

ción isotópica del vapor de agua sobre el lago. Paramuestrear el contenido de agua atmosférico sobreun lago y posteriormente realizar su análisis isotópi-co se pueden aplicar, básicamente, dos métodos.

1) Recoger muestras puntuales de aire en bolsasespeciales de muestreo equipadas con válvulas.Una vez en el laboratorio, se extrae el contenidode agua de las muestras de aire, utilizando paraello una línea de vacío y una trampa criogénica.El tamaño de las muestras de aire debe ajustarsesegún la temperatura y la humedad relativa queexistan sobre el lago en cuestión y el tamañomínimo de la muestra de agua que se quiere ana-lizar. Por ejemplo, 50 litros de aire con unahumedad relativa del 85% y una temperatura de25oC contiene aproximadamente 1 mL de agua.

2) Bombeando aire a través de una unidad de mues-treo portátil formada por una bomba de mem-brana, un caudalímetro y una trampa especial devidrio enfriada aproximadamente hasta –70oCmediante una mezcla de hielo seco y alcohol.Dicho sistema de muestreo se puede instalar abordo de un barco pequeño o en una plataformaflotante. Se debe ajustar el caudal al volumen deagua que se quiere analizar. El sistema se ha derevisar previamente para asegurar la eliminacióndel contenido de agua del flujo de aire recogidopara el rango esperado de valores de temperatu-ra y humedad relativa.

Aunque en este caso las muestras de contenido deagua atmosférica se pueden obtener para diferentespuntos, ambos métodos proporcionan esencialmen-te muestras puntuales. Se deben realizar varias cam-pañas de muestreo en aquellas estaciones sometidasa condiciones extremas y desde diferentes partes dellago, para así poder caracterizar suficientementebien la composición isotópica media del contenidode agua atmosférica sobre el sistema lacustre deestudio.

4.2.1.3.5 Lagos salados

Ni el fraccionamiento isotópico ni las ecuaciones debalance de masas isotópico varían por el hecho deque se trate con lagos salobres y moderadamentesalinos. Sin embargo cuando las concentraciones delas sales disueltas en el agua del lago exceden lasconcentraciones típicas que se encuentran en elagua del mar, se deben realizar una serie de modifi-caciones. Las sales disueltas provocan dos grandesefectos en la composición isotópica de un cuerpo deagua sometido al proceso de evaporación: (i) la saldisuelta modifica la actividad termodinámica delagua y la tasa de evaporación, y (ii) los iones de lasolución atraen hacia su esfera de hidratación molé-

290

Lagos y Embalses

culas de agua con una composición isotópica y unatasa de evaporación diferente de las moléculas en elagua libre de la solución. Este efecto es diferentepara cada tipo de sal.

Las sales disueltas disminuyen la actividad termodi-námica del agua, directamente relacionada con laconcentración de vapor saturada pSAT, llegando aigualarse a aw⋅pSAT, donde aw<1 es el coeficiente deactividad del agua. La humedad relativa del aire, h =p/pSAT, normalizada respecto de la temperatura y laactividad del agua, se iguala a hN/aw. En todas lasecuaciones que se han discutido h se substituye porel término hN/aw, que tiene en cuenta las salesdisueltas. El coeficiente de actividad del agua marinaes igual a 0,98. Por este motivo el efecto de las salessólo es importante en la evaporación de los lagossalados y sabkhas (lagos de playas), y durante elsecado del lago en los últimos estadios de evapora-ción. Robinson y Stokes (1959) tabularon los coefi-cientes de actividad del agua más comunes. Si laevaporación es el único proceso que elimina aguadel sistema, el coeficiente de actividad del agua sepuede representar con la siguiente relación empírica(Gonfiantini, 1986):

aw = A⋅f−2 + B⋅f−1 + C (4.19)

donde A, B y C son constantes empíricas y f es lafracción residual de agua en el sistema (V / Vo), quees igual al cociente entre la molalidad real y la mola-lidad de la solución, M/Mo. Para una solución de clo-ruro de sodio con una actividad inicial similar a la delagua del mar, la actividad del agua es:

aw = −0,000543⋅f−2 − 0,018521⋅f−1 + 0,99931 (4.20)

El efecto asociado con las esferas de hidratación delos iones disueltos modifica la composición isotópicadel agua libre en la solución salina. Por lo tanto influ-ye en el fraccionamiento isotópico de equilibrioentre la fase líquida y la fase vapor:

α(S,T) = Γ(S,T) ⋅ α(T) (4.21)

donde Γ(S,T) representa el factor de corrección que sederiva empíricamente, y que es función de la molali-dad, la temperatura de la solución y del tipo de ionesdisueltos. Se han llevado a cabo muchas investiga-ciones para determinar la magnitud de este efectode la salinidad en el equilibrio (Sofer y Gat, 1972;1975; Truesdell, 1974). Horita et al. (1993) realizaronun estudio completo, para un amplio rango de tem-peraturas y molalidades, con el que se han determi-nado los valores de Γ de soluciones salinas simples,tanto para el 18O como para el 2H. Se considera queen las salmueras multicomponente el efecto de equi-librio salino es aditivo (Sofer y Gat, 1975).

Para calcular el efecto de la salinidad en el equilibrioen las ecuaciones de balance de masas isotópico, se

ha de substituir el factor del fraccionamiento deequilibrio del agua pura (α) por el factor del fraccio-namiento corregido (Ec.4.21), siempre y cuando serelacione con la solución salina (agua del lago). Laaproximación del balance de masas isotópico tam-bién utiliza los valores medidos de δ para calcularmejor la concentración de los trazadores isotópicos.La técnica más común utilizada para el 18O, que sebasa en una reacción de intercambio entre el agua yel CO2, aporta valores de 18δ proporcionales a la acti-vidad y no a la concentración. Se debe aplicar unaecuación de corrección adecuada (Sofer y Gat, 1975;Horita et al., 1993):

(4.22)

donde Γ i es el factor de corrección del ión i en lasolución.

El efecto adicional de la salinidad resulta importantesólo en los últimos estadios de evaporación, cuandolas sales disueltas alcanzan las concentraciones desaturación y comienza la cristalización. Algunosdepósitos de sales contienen agua de cristalización,cuya composición isotópica se desvía de la de la solu-ción en bruto. El proceso de cristalización constituyeun camino adicional en el que la solución isotópicalibera el trazador isotópico (18O o 2H) (véase el últi-mo término de la Ec.4.2). Gonfiantini (1986) resumiólos factores de fraccionamiento isotópico entre elagua de cristalización y la solución.

4.2.2 OTROS TRAZADORES UTILIZADOS ENLOS ESTUDIOS DEL BALANCE DE AGUADE LOS LAGOS

Los isótopos estables que constituyen la molécula deagua, principalmente el 18O, son los trazadores másapropiados en la mayoría de aplicaciones prácticasdel método de trazado en los estudios del balancede agua de los lagos. Siempre y cuando los cambiostemporales de los flujos traza que entran y salen delsistema lacustre y la evolución temporal de la con-centración del trazador dentro del sistema esténbien caracterizados, el balance del trazador (Ec.4.2)es, en principio, válido para cualquier tipo de traza-dor.

4.2.2.1 ISÓTOPOS RADIOACTIVOS

El isótopo radioactivo del hidrógeno, 3H (tritio), quese crea en el seno de la molécula de agua, es un can-didato natural para ser un trazador de agua casiideal. Posee un periodo radioactivo de T1/2 = 12,32años y se puede medir de forma efectiva con con-centraciones en el agua extremadamente bajas

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Lagos y Embalses

mediante técnicas bien establecidas (véase laSección I). El 3H se ha aplicado de dos maneras dife-rentes en los estudios de balance de agua de loslagos.

1) El 3H introducido en la atmósfera a partir de losensayos termonucleares que se llevaron a cabo aprincipios de la década de 1960 se utiliza comoun trazador "natural" para la investigación delbalance de agua y de los modelos de mezcla delos lagos. Éste ha sido un método efectivo duran-te la década de 1960 y a principios de la décadade 1970, cuando había un importante contrasteen la concentración del 3H ambiental entre la llu-via y otros componentes del ciclo del agua (Gat,1970; Gonfiantini et al., 1979; Weiss, 1979). Enla actualidad este método se ha vuelto impracti-cable, ya que implica observaciones de 3H a largoplazo para todos los componentes esenciales delsistema lacustre. Normalmente estos datos noestán disponibles. Sin embargo, dicha aproxima-ción se ha intentado aplicar recientemente, encombinación con otros trazadores, al lago Baikal(Peeters et al., 1997) y al lago Van (Dirican et al.,1999).

2) Se ha utilizado el 3H para realizar el trazado com-pleto del sistema lacustre. En este tipo de expe-riencias, el 3H se inyecta en el lago en cuestión;de esta manera se crea un gran contraste inicialentre la concentración de 3H en el agua del lagoy los demás componentes del balance de agua. Sise observa la disminución de la concentración del3H en función del tiempo y si se conocen losdemás parámetros del sistema, tales como elvolumen del lago, el flujo de evaporación y lahumedad relativa sobre el lago, se podrá calcular,en principio, los caudales de entrada y salida totaldel sistema (Payne, 1970). Se debe realizar unseguimiento del lago de unos cuantos años paraalcanzar así una precisión aceptable de los pará-metros que se derivan. A pesar de que esta apro-ximación pueda ser útil, particularmente en labúsqueda de componentes subterráneos delbalance de agua de los lagos pequeños, en laactualidad no se utiliza. Esto se debe principal-mente a las restricciones que existen en la intro-ducción de isótopos radioactivos en el medioambiente.

También se han realizado estudios sobre la utiliza-ción de otro tipo de isótopos radioactivos de perio-do largo en el balance de agua de los lagos (Zuber,1983). No obstante, estas investigaciones se hanvisto frustradas por los problemas para cuantificarlas grandes pérdidas de los trazadores (60Co enforma de K3Co(CN)6) mediante procesos distintos dela desintegración radioactiva. También en este casolas preocupaciones medioambientales han paraliza-

do prácticamente la investigación futura con estetipo de trazadores.

4.2.2.2 SALES DISUELTAS

La forma general del balance de un trazador (Ec.4.2)es también válida para las sales disueltas. Por consi-guiente, si se dispone de suficiente informaciónsobre las composiciones iónicas de los componentesparticulares del sistema lacustre, se pueden describirecuaciones de balance apropiadas para los iones ele-gidos. Las típicas hipótesis que se consideran son CE= 0 (el flujo de evaporación no elimina sales del sis-tema) y, para los sistemas salados, CP = 0 (el flujo dedeposición de lluvia es despreciable). La cuestiónclave del balance de sales en los lagos es hasta quépunto se pueden considerar conservativos los ionesseleccionados. En muchos casos el cloruro es unabuena elección, aunque también se pueden usarotros iones mayores, tales como el calcio y el mag-nesio. Esto depende de las características del sistema(véase, por ejemplo, Stauffer, 1985; Krabbenhoft yWebster, 1995). En aquellos estudios que determi-nan los componentes del balance de agua de loslagos siempre se debe considerar la posibilidad deuna aproximación conjunta, es decir, utilizar simultá-neamente trazadores diferentes, por ejemplo el 18Oy las sales disueltas. El objetivo es restringir mejor elsistema que se está estudiando (Assouline, 1993).

4.3 TRAZADO DEL MOVIMIENTO DELAGUA Y DE LOS CONTAMINANTES ENLOS LAGOS Y EMBALSES

Como ya se ha comentado en el Apt.4.1.2, las fuer-zas internas y externas controlan la mezcla en loslagos, que es muy variable espacial y temporalmen-te. Los lagos y pantanos poco profundos presentan,generalmente, una mezcla vertical perfecta, aunquebastante mala horizontalmente. La composición iso-tópica del agua que entra en dichos lagos va gra-dualmente cambiando debido a la evaporación y alintercambio con el contenido de agua atmosférico.En los lagos más profundos, la mezcla horizontaldentro de la capa superior (epilimnion) es general-mente más rápida debido a la agitación creada porel viento. La tasa de mezcla decrece substancialmen-te al aumentar la profundidad; se ha demostradoque el coeficiente de difusión turbulenta horizontalque se produce en el epilimnion es típicamamentedos ordenes de magnitud mayor que en la termocli-na y en el hipolimnion (Quay et al., 1980). La mezclavertical de los lagos profundos es bastante lenta, aexcepción del periodo de sobrecalentamiento. Latemperatura y la concentración de las sales inducenla estratificación vertical de la densidad. Esta estrati-ficación representa una barrera eficiente, lo cual difi-

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Lagos y Embalses

culta el transporte de masa entre el epilimnion y elhipolimnion. En los lagos permanentemente estrati-ficados o en sistemas lacustres bastante profundos,el agua puede permanecer en el hipolimnion duran-te largos periodos de tiempo.

4.3.1 CUANTIFICACIÓN DE LAS TASAS DEVENTILACIÓN EN LOS LAGOSPROFUNDOS

Los estudios sobre la dinámica de la circulación delagua en los lagos se realizan no sólo por interéspuramente científico, sino que también por cuestio-nes prácticas . En los sistemas lacustres grandes, queconstituyen una fuente de agua potable, y que amenudo son intensamente explotados, la preguntamás importante es a qué velocidad se esparcirán porla columna de agua los contaminantes de diferentenaturaleza que se vierten en las capas superficiales.

Para cuantificar la mezcla vertical de los lagos gran-des y profundos se resuelven las ecuaciones debalance de masas que describan adecuadamente elsistema de estudio en el contexto de un modelo con-ceptual. El caso más sencillo es el modelo de doblecelda donde al epilimnion y al hipolimnion se lesconsidera como reservorios de mezcla perfecta,conectados entre ellos mediante flujos de intercam-bio. Para poder resolver las ecuaciones de balance demasas y para cuantificar los flujos de intercambioentre la parte superficial y la profunda del sistema deestudio, se pueden aplicar varios trazadores simultá-neamente, dependiendo de la complejidad del siste-ma y de los datos de que se dispone. Por ejemplo,Peeters et al. (1997) han usado cuatro trazadoressimultáneamente (CFC-11, CFC-12, 3H y 3He) paracuantificar la renovación del agua profunda en ellago Baikal, que es el lago más grande y profundo deagua dulce del mundo. En este caso se debe aplicarun modelo de seis celdas. En el método de las celdasel tiempo medio de residencia del agua en la capamás profunda del lago se puede calcular dividiendoel volumen de esta capa entre el flujo de intercam-bio total con la capa superficial.

Otra manera de cuantificar el grado de mezcla verti-cal es calcular la edad del volumen de agua a partirdel 3H y su descendiente, 3He (Torgersen et al.,1977; 1978). Esta edad se calcula considerando quetodo el exceso de 3He (por encima del valor de equi-librio con la atmósfera) en un determinado volumende agua se produce a partir de la desintegración del3H. Si un determinado volumen de agua dado no semezcla con aguas de diferentes edades, la relaciónentre su contenido de 3He y de 3H (edad del helio/tri-tio, τHe) define el periodo de tiempo (edad) desde suúltimo "contacto" con la atmósfera. Esto se expresamediante la siguiente ecuación:

(4.23)

donde 3HeT es la concentración tritiogénica del 3He(es decir, el 3He medido menos la concentraciónatmosférica en equilibrio); 3H es la concentración de3H medida y λ representa la constante de desinte-gración del 3H (λ = 0,05626 años-1, de acuerdo consu periodo radioactivo de 12,32 años).

Fig.4.7 Distribución vertical de las edades aparentes delmar Caspio, que se derivan de (a) las concentraciones delfreón (CFC-12) y (b) las relaciones 3H-3He. Los datos repre-sentan las dos cuencas principales del sistema (la cuencasur y la central). Son datos de dos campañas de muestreoconsecutivas, la de septiembre de 1995 y la de septiembrede 1996 (Froehlich et al., 1999; Peeters et al., 2000).

La edad de un cierto volumen de agua también sepuede obtener comparando la concentración de losfreones (CFC-11 y CFC-12) medidos en el agua apartir de sus historias temporales en la atmósfera(véase por ejemplo Katz al. 1995; Oster et al. 1996;Solomon et al. 1998; Schlosser et al., 1998; Solomony Cook, 2000).

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La Fig.4.7 muestra la estructura vertical de las eda-des calculadas del 3H − 3He y del freón en el caso delmar Caspio (Froehlich et al., 1999; Peeters et al.,2000). El mar Caspio es el cuerpo de agua continen-tal más grande del mundo; cubre un área de 379000km2, un área de drenaje de aproximadamente 3,5millones de km2, y un volumen de 78 000 km3. Lasedades de 3H – 3He (Fig.4.7b), que se obtienen paralas dos cuencas más grandes del sistema (la cuencasur y la central) presentan una estructura verticalcaracterizada por un incremento gradual de la edadhasta una profundidad de unos 600 m, seguido delas capas profundas con edades constantes delorden de unos 20 a 25 años. Es interesante destacarque comparando los datos de 1995 y 1996 se pue-den datar las masas de agua de las capas profundas.La distribución de las edades del agua que se obtie-nen a partir de los datos del freón (Fig.4.7a) es prác-ticamente idéntica. Los tiempos medios de residen-cia de las aguas profundas calculados llevan a tasasde intercambio de aproximadamente el 7% por añopara cada una de las dos cuencas más grandes(Peeters et al., 2000).

4.3.2 IDENTIFICACIÓN DE FUGAS DESDEPRESAS Y EMBALSES

El hecho de que todo cuerpo de agua sometido aevaporación cambie su composición isotópica deuna forma característica (véase la Fig.4.2) facilita laidentificación entre el agua subterránea recargadabajo condiciones típicas y las aguas con una "evapo-ración histórica". La diferencia se hace patentecuando se representan los datos de 2δ y 18δ. Lasaguas evaporadas se encuentran a la derecha de lalínea de agua meteórica mundial (local).

Esta herramienta tan sencilla posee una gran impor-tancia práctica para aquellos estudios que se centranen las fugas de presas y embalses. Los manantiales ylas fugas que se producen aguas abajo de las presassiempre presentan una amenaza potencial para estasgrandes construcciones de ingeniería. Dentro de estecontexto la pregunta es si dicha fuga (manantial)transporta agua desde el embalse detrás de la presao si es sólo una manifestación del sistema hidrológi-co local. La primera posibilidad implica que se han detomar medidas de ingeniería muy caras para poderdetectar la parte de la construcción en la que hayfugas.

La Fig.4.8 presenta los resultados de un estudio quese ha realizado en la región del noroeste de Brasil. Suprincipal objetivo era identificar el origen de la fugapor debajo de la presa construida en relación con laconstrucción de una planta hidroeléctrica (Roldão etal., 1989). Se han utilizado varios trazadores simul-

táneamente (colorantes fluorescentes, 3H artificial,isótopos estables). Como el volumen del embalsefluctúa de forma significativa con las estaciones (elllenado durante la época de lluvias y el secado gra-dual durante la época seca), la composición isotópi-ca del agua del reservorio también cambia sistemáti-camente. Esta evolución temporal del valor de δ delagua del reservorio se puede trazar a partir de undeterminado número de pozos de observación situa-dos detrás de la presa. De esta manera se tiene unaoportunidad adicional de calcular el tiempo de trán-sito medio del agua desde el reservorio hasta lospuntos de observación.

En algunos casos se puede distinguir el agua quesale de un embalse de la que proviene de la infiltra-ción de agua local mediante el 3H y/o el 13δ del car-bono inorgánico disuelto (CID, esto es, CO2 + HCO3

−

+ CO32− disuelto). A causa del intercambio con el

CO2 atmosférico (véase la Sección I) y de la actividadbiológica en el reservorio (producción de fitoplanc-ton con un fraccionamiento de 13εmateria organica relativa

al HCO3 ≈ −23‰), el 13δ del CID es significantementesuperior al del flujo de entrada de agua de río y alagua subterránea local. Valores inferiores o superio-res de 3H en el goteo, en comparación con el valorcaracterístico del embalse, sugieren que el aguadebe tener diferentes orígenes. La composición quí-mica también proporciona un conjunto de paráme-tros adicional para su comparación. En algunoscasos el uso de trazadores colorantes (RodaminaWT) resulta ser eficiente. Lo que se hace normal-mente es aplicar el máximo número de trazadoresposible.

En muchas ocasiones los manantiales que aparecenaguas abajo de los embalses que se han llenadorecientemente no representan fugas reales a travésde la presa o de la estructura del dique, sino queestos se originan debido al aumento de la presiónhidrostática que empuja el agua antigua de los sedi-mentos que están debajo. Los isótopos ambientales,tanto estables como radioactivos, puede resultar úti-les a la hora de identificar el origen de estas nuevassurgencias de agua en las cercanías del embalse.

La implementación de un estudio con trazadores delas fugas de una presa deben incluir un inventario yestudio de las posibles surgencias de agua que tie-nen lugar en los aledaños de la presa, para obtenerasí una buena caracterización de la variabilidad espa-cial de las propiedades isotópicas del agua subterrá-nea (manantiales, pozos, piezómetros). Si fuesenecesario se pueden instalar estaciones meteorológi-cas dentro del área de estudio para recoger muestrasde precipitación mensuales y caracterizar su compo-sición isotópica. Además de la campaña del embalsede detrás de la presa, se deben realizar varias cam-pañas adicionales en épocas del año con caracterís-

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ticas diferentes para cuantificar la variabilidad tem-poral de las propiedades químicas e isotópicas delagua del embalse y del sistema de agua subterránealocal. En el OIEA (IAEA, 2001) se encuentran ejem-plos recientes de estudios de trazadores de fugas deagua de algunas presas.

4.3.3 CUANTIFICACIÓN DE LASINTERACCIONES DEL AGUA DEL LAGO YEL AGUA SUBTERRÁNEA

A menudo resulta interesante determinar la exten-sión de la interacción entre un lago y el agua subte-rránea adyacente. Esto es posible mediante la deli-neación la zona de mezcla aguas abajo según el flujodesde el lago que presenta el agua de la recargalocal y del flujo de salida del lago. Es especialmenteimportante caracterizar la zona de mezcla en acuífe-ros explotados para abastecimiento. En dichos casosse debe estudiar la vulnerabilidad de los pozos antela posible contaminación de los lagos. Los paráme-tros fisicoquímicos del agua del lago (por ejemplo, laconductividad eléctrica, la temperatura) no se pue-den usar como las únicas herramientas para conse-guir este objetivo, ya que en muchas ocasiones noestán suficientemente conservados a lo largo delflujo subterráneo.

Dependiendo de los parámetros climáticos y de lahidrología del sistema, la acumulación de isótopospesados puede ser importante. La diferencia entre lacomposición isotópica del flujo de entrada total y elagua del lago puede alcanzar valores de 18δ inclusodel 10‰ (véase la Fig.4.2). En dichos casos el aguadel lago que se infiltra en sistemas de agua subte-rránea adyacentes se puede distinguir fácilmente de

la recarga local. A partir de la composición isotópicade los miembros extremos (el agua del lago y el aguasubterránea local), se puede calcular el porcentajedel agua del lago en los pozos localizados aguasabajo del lago según el flujo subterráneo. La Fig.4.9.representa el uso del enriquecimiento isotópico esta-ble del agua del lago para describir la zona de mez-cla en el sistema acuífero más cercano, en el caso delagos pequeños dragados de Austria (Yehdegho etal. 1997). Se puede trazar la influencia del lagovarios kilómetros aguas abajo según el flujo subte-rráneo.

El desarrollo de un cono isotópico estable aguasabajo según el flujo desde un lago es también unaherramienta de calibración buena del flujo de aguasubterránea y el transporte de solutos. Si se utilizanmodelos de flujo y de transporte en los procesos decalibración, los parámetros del modelo de flujo sepueden revisar mediante la calibración del modelode transporte, de modo que mejore el rango de con-fianza de los resultados del modelo de flujo(Krabbenhoft et al., 1990a; 1990b; Stichler et al.,1999). En aquellas situaciones en las que el flujo y lacomposición isotópica del agua del lago se puedanconsiderar constantes en el tiempo, el penacho decontaminación tiende a una configuración de régi-men estacionario. El tiempo que se necesita paraalcanzar el estado estacionario depende de los pará-metros de flujo y transporte que se supongan y dellugar de interés dentro del acuífero. Esto es lo quesuele pasar en la mayoría de sistemas naturales, aexcepción de los lagos de agua dulce dragados. Noobstante, las oscilaciones estacionales en los cauda-les de entrada y salida, y las fluctuaciones de la com-posición isotópica del agua del lago perturban elpenacho de contaminación. La marca estacional en

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Fig.4.8 Composición isotópica estable del agua del reservorio y de siete pozos de observación en las cercanías de unapresa de la planta hidroeléctrica al noroeste de Brasil (modificado por Roldão et al., 1989).

la composición isotópica del agua del lago se propa-ga aguas abajo según el flujo y se puede utilizarcomo un método adicional para calibrar el modelode flujo. La Fig.4.10 muestra un ejemplo de estudioque corresponde a un pequeño lago en Alemania(Stichler et al., 1999). En uno de los pozos de bom-beo situados a unos cien metros de distancia de laorilla del lago se han detectado variaciones estacio-nales importantes del 18δ del agua del lago, de alre-dedor del 1,2‰. Los autores utilizaron el método deparámetro agregado para calcular la velocidad y laproporción del agua del lago que había llegado a lospozos de bombeo situados cerca del lago. Tambiéndemostraron que sin hacer uso de los datos isotópi-cos era posible calibrar el modelo numérico de flujode tal manera que no fluyese agua del lago hacia lospozos de bombeo.

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Fig.4.9 Uso del enriquecimiento isotópico estable delagua del lago para describir la zona de mezcla en el siste-ma del acuífero, para un grupo de lagos pequeños draga-dos en Austria. (a) Mapa de localización de la zona demezcla entre el agua del lago y el agua subterránea local,en función de los datos isotópicos. (b) Diagrama (18δ,2δ)del sistema lacustre que se está investigando. Los puntosgruesos marcados con los números (1,2,3) representan lacomposición isotópica media de tres lagos consecutivos(lago Samitz, lago Stuag, lago FKK-Sportler) (modificadopor Yehdegho et al., 1997).

Fig.4.10 Propagación de las oscilaciones estacionales del18δ en el agua del lago según el flujo en el acuífero adya-cente. Los valores calculados a partir de los pozos deobservación se han obtenido utilizando un modelo deparámetro agregado (modificado de Stichler et al., 1999).