uso de perfiles de conductividad eléctrica e isótopos estables para

TOMO 2 - Simposio Geotermia
USO DE PERFILES DE CONDUCTIVIDAD ELÉCTRICA E ISÓTOPOS
ESTABLES PARA ESTUDIAR LA RELACIÓN DE AGUA DULCE- AGUA
SALADA: SALAR DE ASCOTÁN, ANDES DEL NORTE (22º 30’S).
Daniela Villablanca E. (1), Christian Herrera L. (2), Juan José Pueyo M. (3)
(1)
Universidad Católica del Norte, Programa de Doctorado en Ciencias, mención Geología; dvillab@ucn.cl.
(2)
(3)
Universidad Católica del Norte, Departamento de Ciencias Geológicas; cherrera@ucn.cl
Universidad de Barcelona, Facultad de Geología, Departamento de Geoquímica; jjpueyo@ub.edu
INTRODUCCIÓN
El estudio de las relaciones agua dulce-agua salada es complejo, pues a las dificultades habituales
en el estudio del movimiento del agua subterránea se suma la existencia de un agua de densidad diferente
y miscible, presentándose además pequeñas diferencias de viscosidad y a veces de temperatura (Custodio
y Llamas, 1983).
Es sabido que el norte de Chile es una de las regiones más áridas del planeta, producto de una baja
tasa de precipitación, elevada evaporación y amplias variaciones de temperatura (Amman et al., 2001).
Esto contribuye a la formación de un gran número de salares, donde en la mayoría de ellos es posible
observar manantiales que surgen de los márgenes del salar y alimentan a complejos sistemas de lagunas.
Los manantiales representan zonas de descarga de las aguas subterráneas, cuyo origen puede ser atribuido
a zonas de contrastes en la permeabilidad de los materiales y a diferencias de densidad y movimiento de
los flujos de agua. Los procesos involucrados en las variaciones de densidad o de salinidad, en los salares
y en las aguas subterráneas, han sido atribuidos a procesos de disolución de evaporitas, lixiviación de
rocas volcánicas y evaporación, entre otros (Mardones, 1997; Risacher et al., 2003).
El presente trabajo tiene como objetivo elaborar un modelo hidrogeológico conceptual que permita
entender mejor la relación que existe entre el agua subterránea y el agua de un salar, utilizando perfiles de
conductividad eléctrica y las composiciones isotópicas del oxígeno y del hidrógeno en el borde oriental del
Salar Ascotán.
MÉTODOS
Los registros de conductividad eléctrica (mS/cm) y la recolección de muestras se realizaron en el
borde oriental del Salar de Ascotán (Fig. 1), en 7 pozos de observación de Codelco y en algunas lagunas,
con una sonda de 300 m e instrumentación portátil del Departamento de Ciencias Geológicas de la
Universidad Católica del Norte. Los análisis isotópicos (14 muestras) se efectuaron en la Unidad de
Medio Ambiente de los Servicios Científico-Técnicos de la Universidad de Barcelona.
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Fig. 1 Ubicación del área de estudio. Se muestra la topografía, la situación de los pozos investigados (puntos
negros) y la dirección principal de flujo subterráneo (flechas).
RESULTADOS
Una visión integrada de los registros de conductividad eléctrica (C. E.) permite interpretar segmentos
de agua con diferente salinidad. Las aguas en la parte superior de los sondeos tienen C.E. entre 3 y 11 mS/
cm con una tendencia a aumentar en profundidad hasta alcanzar valores de 55 mS/cm. Valores tan altos
de salinidad sólo se acercan a las C.E. medidas en las lagunas, que varían entre 16 y 55 mS/cm. En este
mismo sector, se documentan lagunas con C.E. similares, de hasta 57,2 mS/cm (Risacher et al., 1999).
Los isótopos de 18O y 2H (deuterio, D), al ser parte de la molécula de agua, son sensibles a
procesos físicos tales como evaporación, condensación o mezcla. La composición isotópica de un agua
se expresa como diferencias en partes por mil (δ ‰) de la relación D/H y 18O/16O respecto a las mismas
relaciones en el estándar V-SMOW (Viena- Standard Mean Ocean Water) (Clark y Fritz, 1997). El
estudio isotópico de las aguas subterráneas y superficiales permite reconocer dos grupos de aguas (Fig.
2): el grupo A, constituido por aguas subterráneas que se disponen en forma paralela y ligeramente por
debajo de la línea meteórica local (LML), cuya composición isotópica es muy cercana a las precipitaciones
en la Alta Cordillera y Altiplano (Mardones, 1997, Aravena et al., 1999, Gonfiantini et al., 2001); y el
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grupo B, que integra las aguas subterráneas y lagunas del salar, los que siguen una recta de evaporación
con pendiente 4,2, siendo ésta un valor característico de la evaporación de superficies de agua libre
(Custodio y Llamas, 1983). Esto sugiere que el grupo de aguas muestreadas representa mezclas entre
aguas superficiales evaporadas y aguas meteóricas sin mayores efectos de evaporación. En el caso de las
aguas subterráneas más profundas, el desarrollo de mezclas con aguas del salar estaría asociado a procesos
de decantación de las salmueras más evaporadas en superficie, las cuales al ser más densas migrarían
hacia niveles inferiores del acuífero influenciadas por la gravedad y por los gradientes de temperatura
(Warren, 1999).
Fig.2. Composición isotópica de 18O y 2H de las aguas
subterráneas en el borde oriental del Salar de Ascotán.
LML: línea meteórica local (δ2H= 8*δ18O+ 15), LMM: línea
meteórica mundial (δ2H= 8*δ18O+ 10). Entre paréntesis se
muestra la conductividad eléctrica, en mS/cm..
MODELO HIDROGEOLÓGICO CONCEPTUAL
Las medidas de densidad registradas por Risacher et al. (1999) señalan que la relación agua
dulce-agua salada en el borde oriental del Salar Ascotán se asemeja a la de un borde costero. Por lo tanto,
las aguas en el borde oriental del salar pueden ser estudiadas de acuerdo a las teorías y leyes, de GybenHerzberg (G-H) y de Dupuit –Forchheimer (D-F) (Custodio y Llamas, 1983), desarrolladas para acuíferos
costeros. En consecuencia para nuestro modelo se admite lo siguiente: 1) No existe flujo de agua salada
(G-H), es decir, la altura piezométrica de esta superficie es constante. Puesto que el agua del salar se
mueve en forma subterránea, a menos de 1 m de la costra salina, en este trabajo se representará el borde
del Salar, asociado a las surgencias de agua dulce, como un plano de referencia horizontal; 2) El flujo de
agua subterráneo es horizontal (D-F), por lo que no se consideran los flujos verticales que se forman en la
zona de descarga de los manantiales (el flujo tiene una dirección preferencial E-W y bajo gradiente
hidráulico) ; 3) Desarrollo de una zona de mezcla entre ambos fluidos, de salinidad variable con respecto
a la profundidad, pero que para efectos de cálculo se considera un límite brusco, plano, denominado
interfaz teórica (G-H), cuya profundidad queda establecida por:
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hd = cota del agua dulce por sobre el nivel de referencia (borde del salar a 3722 m s.n.m.)
γd = peso específico del agua dulce (1,002 g/cm3)
γs = peso específico del agua salada (1,033 g/cm3)
α = parámetro de diferencia de densidad (32, adimensional)
Z = profundidad de la interfase en un punto determinado, por debajo del nivel de referencia.
Siendo:
Z = hd · α
α = γd / ( γs - γd )
Tomando en cuenta la columna de agua del pozo con mayor salinidad se ubica a 1500 m del
borde del salar, se estima que la profundidad (Z) de la interfaz teórica se encuentra a 90 m por
debajo del nivel de referencia (borde del salar). Este resultado es coherente con el quiebre de
salinidad medido a partir de los 80 m en el pozo en cuestión, con C.E. mayores a 50 mS/cm,
similares a la determinadas en las aguas superficiales del salar. Cabe señalar que la situación real es
mucho más compleja, ya que la difusión y especialmente el flujo subterráneo producen dispersión,
que tienden a mezclar el agua dulce con el agua salada, cuyo espesor y morfología dependerán de la
heterogeneidad y propiedades del acuífero. Por otra parte, la zona de mezcla, no es una mezcla
estequiométrica entre el agua dulce y el agua salada, pues en ésta pueden producirse cambios iónicos,
precipitaciones y disoluciones, que la modifican antes de alcanzar la superficie del salar.
AGRADECIMENTOS
Este trabajo es parte de la tesis de doctorado llevado a cabo por la autora, quien desea
agradecer la colaboración del Departamento de Hidrogeología de Codelco Norte, durante el 2004,
y al profesor Ramón Aravena, de la Universidad de Waterloo.
REFERENCIAS
-Amman, C., Jenny, B., Kammer, K., Messerli, B. (2001). Late Quaternary response to humidity in the arid Andes of
chile (18-29º S). Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 172, pags. 313-326.
- Aravena, O., Suzuki, H., Peña, H., Pollastri, A., Fuenzalida, H. & Grilli, A. (1999). Isotopic composition and origino
f the precipitaction in northern Chile. Applied Geochemestry, nº 14: 411- 422 p.
-Clark, I. y Fritz, P. (1997). Environmental Isotopes in Hydrogeology. Ed. Lewis. 328 pgs.
-Custodio, E., Llamas, M.R. (1983). Hidrología Subterránea, Omega 2ª ed. Barcelona. Vol.II, sec. 13.
-Gonfiantini, R., Roche, M.A..,Olivry, J.C., Fontes, J.C., Zuppi, G.M. (2001). The altitude effect on the isotopic composition
of tropical rains. Chemical Geology 181, pags. 147-167.
-Mardones, L. (1997). Flux et evolution des solutions salines dans les systemes hidrologiques des salars d’ Ascotan
et d’ Atacama. These de Doctorat en Sciences de la Terre. Universitè et Paris. 150 pag.
-Risacher, F., Alonso, H. y Salazar, C. (1999). Geoquímica de aguas en cuencas cerradas, I, II, III Regiones, Chile.
Ministerio de Obras Públicas, Dirección General de Aguas. Technical Report S.I.T. Nº 51, Santiago, Chile.
-Risacher, F., Alonso, H. y Salazar, C. 2003. The origino of brines and salts in Chilean salars: a hydrochemical review.
Earth Science Reviews 63, pags. 249-293.
-Warren, J. 1999. Evaporites. Their evolution and economics. Ed. Black well Science. 438 pags.
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