eBook. Relación Agua Subterránea - Superficial

September 10, 2017 | Author: Nicolas Humberto Ramos | Category: Groundwater, Hydrology, Irrigation, Water, Physical Geography
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Descripción: Actas del IX Congreso Argentino de Hidrogeología...

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IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea. Catamarca, Argentina, 2016

Los trabajos publicados, corresponden a las contribuciones completas presentadas en el IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano sobre temas actuales de la Hidrología Subterránea y que fueron evaluados y aceptados por los miembros del Comité Científico. Ha sido responsabilidad de los autores, el realizar las eventuales correcciones sugeridas por los Evaluadores. Los editores no asumen responsabilidad alguna por eventuales errores tipográficos u ortográficos, por los errores gramaticales u ortográficos de los Abstracts, ni por los contenidos de los trabajos incluidos en esta contribución. Estos trabajos se publican tal como fueron enviados por los autores, con leves adaptaciones de formato con la finalidad de conferirles uniformidad a la obra completa de acuerdo a normas de edición previamente establecidas.

ISBN 978-987-661-225-8 1º Edición. Catamarca: Editorial Científica Universitaria – Secretaría de Ciencia y Tecnología – Universidad Nacional de Catamarca, 2016.

2 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea. Catamarca, Argentina, 2016

IX CONGRESO ARGENTINO DE HIDROGEOLOGÍA VII SEMINARIO HISPANO-LATINOAMERICANO SOBRE TEMAS ACTUALES DE LA HIDROLOGÍA SUBTERRÁNEA DECLARACIONES DE INTERÉS Declarado de Interés por la Honorable Cámara de Senadores de la Nación. Declarado de Interés Provincial por el Gobierno de la Provincia de Catamarca. Declarado de Interés por la Honorable Cámara de Senadores de la Provincia de Catamarca. Declarado de Interés Provincial por el Gobierno de la Provincia de La Rioja. Declarado de Interés Provincial por el Gobierno de la Provincia de Salta. Declarado de Interés por la Vicegobernación de la Provincia de Catamarca. Declarado de Interés por Municipio de San Fernando del Valle de Catamarca. Declarado de Interés por el Consejo Deliberante de la Ciudad de San Fernando del Valle de Catamarca. Declarado de Interés Institucional por el Servicio Provincial de Agua Potable y Saneamiento. Gobierno de la Provincia de Formosa. SPAP. Declarado de Interés Cultural por la Secretaría de Estado de Cultura de la Provincia de Catamarca. Declarado de Interés Turístico por la Secretaría de Estado de Turismo de la Provincia de Catamarca. Declarado de Interés Universitario por el Rector de la Universidad Nacional de Catamarca. Declarado de Interés Académico por el Consejo Directivo de la Facultad de Tecnología y Ciencias Aplicadas de la Universidad Nacional de Catamarca. Declarado de Interés Académico por el Departamento Académico de Ciencias y Tecnologías Aplicadas a la Producción, al Ambiente y al Urbanismo de la Universidad Nacional de La Rioja. Declarado de Interés Académico por el Consejo Directivo de la Facultad de Ciencias Naturales de la Universidad Nacional de Salta. Declarado de Interés Académico por la Rectora de la Universidad Nacional de Santiago del Estero. Declarado de Interés Académico y Avalado Institucionalmente por el Consejo Directivo de la Facultad de Ciencias Exactas y Tecnológicas de la Universidad Nacional de Santiago del Estero. Declarado de Interés Académico y Avalado Institucionalmente por el Honorable Consejo Directivo de la Facultad de Ciencias Naturales y el Instituto Miguel Lillo, de la Universidad Nacional de Tucumán.

3 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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AUSPICIANTES Gobierno de la Provincia de Catamarca Consejo Federal de Inversiones C.F.I. Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas CONICET Galaxy Corporation Minera del Altiplano S.A. Minera Alumbrera - UTE YMAD Consejo Hídrico Federal C.O.H.I.F.E. Servicio Provincial de Agua Potable y Saneamiento. Gobierno de la Provincia de Formosa. SPAP. Municipalidad de San Fernando del Valle de Catamarca Geotub S.A. Mendoza. Bottino Hnos – Subfactory Grundfos. Mendoza Rocasur S.A. Sylwan S.A. Conhidro S.R.L. Catamarca. Andina Perforaciones S.R.L. Salta. Tarjeta Naranja Catamarca Convention & Visitors Bureau. Catamarca. Aguas de Catamarca SAPEM Consejo Deliberante - San Fernande del Valle de Catamarca. SMGA S.R.L. – Catamarca.

ADHESIONES Instituto Nacional de Tecnología Agropecuaria I.N.T.A. Instituto Nacional de Tecnología Industrial. INTI. Instituto de Investigaciones Mineras – Universidad Nacional de Catamarca. Colegio de Graduados en Ciencias Geológicas de Tucumán.

4 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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COMISIÓN ORGANIZADORA IX Congreso Argentino de Hidrogeología Presidente: Vicepresidente: Secretaria: Secretario Adjunto: Tesorera: Vocales:

Geól. Esteban TÁLAMO Dr. Rodolfo Fernando GARCÍA Mg. Fátima VILCHES Lic. Ángel STORNIOLO Tec. Mariana DÍAZ ESCUDÉ Lic. Miriam CISTERNAS Mg. Gustavo BÁEZ Dr. Fernando TORRES Dr. Esteban MIGUEL Ing. Patricia LOBO Mg. Susana FUENTES Lic. Luis SEGURA Lic. María M. SANCHEZ Geól. Gabriel LOPEZ VAZQUES

COMISIÓN DIRECTIVA AIH-GA Presidente: Vicepresidente: Secretario: Tesorero: Vocales:

Dr. Carlos J. SCHULZ Dra. Ofelia C. TUJCHNEIDER Dr. Eduardo E. MARIÑO Dr. Daniel E. MARTÍNEZ Dra. Cristina DAPEÑA Lic. Julio H. STAMPONE Lic. Ángel del R. STORNIOLO

5 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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COMITÉ CIENTÍFICO CONGRESO ARGENTINO DE HIDROGEOLOGÍA “El agua subterránea en regiones áridas y semiáridas, prolonga la vida de los pueblos”

Hidrogeología Regional Coordinadores: Dr. Rodolfo Fernando García – Dra. Mónica Blarasín

Hidrogeología y Minería Coordinadores: Geól. Verónica Rocha Fasola – Geól. Federico Moya Ruiz

Calidad y Contaminación de las Aguas Subterráneas Coordinadores: Dr. Eduardo Mariño – Dr. Jorge Walter García

Relación Agua Subterránea-Superficial Coordinadores: Dr. Eduardo Kruse – Dr. Pablo Dornes

Hidrogeología, Cultura y Educación Coordinadores: Mg. Fátima Vilches - Dr. Guillermo Baudino

COMITÉ CIENTÍFICO SEMINARIO HISPANO LATINOAMERICANO “Gobernanza del agua en áreas con escasez: gestión de las aguas subterráneas”

Coordinadores: Dr. Emilio Custodio – Dr. Marcelo Varni

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COMITÉ CIENTÍFICO EVALUADOR ALBOUY, René AUGE, Miguel BEA JOFRÉ, Sergio BARRANQUERO, Rosario BLARASIN, Mónica BOCANEGRA, Emilia CABRERA, Adriana CARRICA, Jorge CASTRO, Eduardo DALMASO, Gabriela DAPEÑA, Cristina D’ELIA, Mónica DÍAZ, Eduardo FALCÓN, Carlos GARCÍA, Jorge Walter GARCÍA, Rodolfo Fernando GLOK GALLI, Melisa HERNÁNDEZ, Lisandro HERNÁNDEZ, Mario LEXOW, Claudio MASSONE, Héctor MARIÑO, Eduardo MARTÍNEZ, Daniel MATTEODA, Edel MOSCARDI, Carla PANARELLO, Héctor PARIS, Marta PÉREZ, Marcela ROCHA FASOLA, Verónica RUIZ DE GALARRETA, Alejandro SCHULZ, Carlos SILVA BUSSO, Adrián STORNIOLO, Ángel TUJCHNEIDER, Ofelia VIVES, Luis ZABALA, María Emilia ZIMMERMAN, Erik

7 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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PREFACIO La Comisión Organizadora se complace en presentar este volumen digital correspondiente a los trabajos completos presentados, evaluados y aprobados en el Taller Relación Agua Subterránea – Agua Superficial, correspondientes al IX Congreso Argentino de Hidrogeología. Se presentan diversos trabajos que tratan las disciplinas señaladas, abordando temáticas actuales y de gran interés no solamente en el ámbito académico y científico, sino también práctico y con directa implicancia sobre aspectos ambientales y sociales. Forman parte de este volumen, 30 trabajos que tratan sobre la relación entre las aguas subterráneas y las aguas superficiales. El IX Congreso Argentino de Hidrogeología, está orientado a profesionales, investigadores, docentes, estudiantes, administradores y responsables de la gestión del agua subterránea y tiene como principal objetivo contribuir al desarrollo de los conocimientos de la hidrogeología en nuestro país, generando espacios que impulsen al diálogo, el intercambio, la difusión y la discusión de las investigaciones que llevan a cabo los especialistas de esta disciplina. En el año 1993 se realiza el I Seminario Hispano-Argentino Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de Mar del Plata; en el Año 1995 se lleva a cabo el II Seminario HispanoArgentino Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de San Miguel de Tucumán. En el año 1997 se realiza el I Congreso Argentino de Hidrogeología y el III Seminario Hispano-Argentino Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de Bahía Blanca y en el año 1999 se lleva a cabo el II Congreso Argentino de Hidrogeología y IV Seminario HispanoArgentino Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea, nuevamente en Tucumán. A partir del año 2003 y en coincidencia con el III Congreso Argentino de Hidrogeología, se realiza el I Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de Rosario de Santa Fe. Luego se efectúa el IV Congreso Argentino de Hidrogeología y II Seminario HispanoLatinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de Río Cuarto (Córdoba) en el año 2005; posteriormente se lleva a cabo el V Congreso Argentino de Hidrogeología y III Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de Paraná (Entre Ríos) en el año 2007; posteriormente se realiza el VI Congreso Argentino de Hidrogeología y IV Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en la ciudad de Santa Rosa, La Pampa en el año 2009; en el año 2011 en la ciudad de Salta, se desarrolla el VII Congreso Argentino de Hidrogeología y V Seminario HispanoLatinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea; en el año 2013, se lleva a cabo el VIII Congreso Argentino de Hidrogeología y VI Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea, en la ciudad de La Plata y, finalmente en el año 2016 se desarrolla el IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea en nuestra ciudad, San Fernando del Valle de Catamarca. Los objetivos del IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea son: 1) Debatir métodos y herramientas actuales para el estudio de los aspectos hidrodinámicos e hidroquímicos del agua subterránea que circula en medios porosos y/o fisurados, con el objeto de mejorar el uso, protección, gestión y planificación del recurso. 2) Intercambiar ideas, experiencias y resultados en lo vinculado al rol que tiene el agua subterránea en ambientes urbanos y rurales como fuente de recursos, soporte de actividades y sumidero de residuos. 8 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea. Catamarca, Argentina, 2016

3) Discutir aspectos técnicos, sociales, económicos, legales y educativos que sustentan la planificación y gestión del agua subterránea, en el marco de una visión integral de los recursos hídricos, con el fin de mejorar la calidad de vida de la gente. 4) Generar un ámbito de discusión y difusión de las investigaciones que en el área disciplinaria se realizan en nuestro país, fomentando el intercambio de experiencias. 5) Acercar al evento a otros actores en la gestión de los recursos hídricos, de manera de brindar la posibilidad de generar interacción entre investigadores y tomadores de decisión en la gestión y administración de los recursos hídricos, especialmente los recursos hídricos subterráneos. La Comisión Organizadora agradece a todas las personas, instituciones y empresas que han contribuido a la realización de este evento. Al mismo tiempo espera que el mismo se desarrolle en un ámbito de cordialidad, humildad y respeto por las opiniones y visiones diferentes. La Comisión Organizadora tiene la convicción de que este tipo de reuniones debe contribuir a entender la importancia de las aguas subterráneas como fuentes de abastecimiento para los distintos usos y necesidades, sin olvidar que el conocimiento científico y técnico tienen escasa validez si no se comparten y, sobre todo, si no se vuelcan al bienestar de la población, fundamentalmente a aquellos sectores más desprotegidos y, especialmente, en las regiones áridas y semiáridas, donde el agua subterránea prolonga la vida de los pueblos.

Catamarca, 20 de Septiembre de 2016

Esteban Tálamo Rodolfo Fernando García

9 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea. Catamarca, Argentina, 2016

CONTENIDOS MODELO NUMÉRICO DE FLUJO SUBTERRÁNEO PARA UNA CUENCA ENDORRÉICA EN AMBIENTE ÁRIDO: SALAR DE PIPANACO (CATAMARCA, ARGENTINA) ________ 13 1

Mira, Andrés; 1,2 Bea, Sergio; 1Vives, Luis; 3Tálamo, Esteban y 3Rodríguez, Marcos N. N. ................ 13

ESTIMACIÓN DEL FLUJO SUBTERRÁNEO NATURAL EN UNA SECCIÓN TRANSVERSAL DEL VALLE DEL RÍO BLANCO - LA RIOJA, ARGENTINA ________________________ 21 Esteban Tálamo 1, Rodolfo García1, Federico Moya Ruiz 1, Verónica Rocha Fasola1 ......................... 21

LOS ISÓTOPOS AMBIENTALES EN LA CARACTERIZACIÓN Y CONCEPTUALIZACIÓN DE UN SISTEMA HIDROGEOLÓGICO HIPERSALINO: LAGUNA DE FUENTE DE PIEDRA (ESPAÑA) _____________________________________________________________ 29 1

Heredia, Javier; 2Montalván, Francisco Javier; 1Pardo-Igúzquiza, Eulogio; 1Ruiz, José María; 1García de Domingo, Alfredo; 3Rendón-Martos, Manuel y 4Elorza, Francisco Javier ........................................ 29

BALANCE HÍDRICO BASADO EN LA TELEDETECCIÓN DEL SALAR DE PIPANACO, NOROESTE DE ARGENTINA.______________________________________________ 38 Marcos N. N. Rodríguez 1, Esteban G. Jobbágy 2, Esteban Tálamo 1,3 ................................................ 38

CARACTERIZACIÓN HIDROGEOLÓGICA DE LA FORMACIÓN RAYOSO Y DEL GRUPO NEUQUÉN EN EL SECTOR CENTRO NORTE DE LA PROVINCIA DEL NEUQUÉN ____ 46 1,2

1

2

Alonso, R. Magalí; Giusiano, Adolfo y Dufilho, Cecilia ................................................................... 46

CARACTERISTICAS MORFOMETRICAS Y UNIDADES MORFODINAMICAS DE MAPEO: APLICACIÓN AL COMPORTAMIENTO HIDROLOGICO DE UNA CUENCA DE LLANURA 54 Carolina Calvi1, Cristina Dapeña1, Hector Massone2, Daniel Martinez2,3 ............................................. 54

EFECTO DE SARCOCORNIA PERENNIS SOBRE LA SALINIZACIÓN DEL AGUA INTERSTICIAL EN UNA MARISMA DE LA PATAGONIA CENTRAL _________________ 63 Idaszkin, Yanina Lorena; Alvarez, María del Pilar; Pollicelli, María de la Paz; Sain, Claudia; Cortés, Estela Guadalupe ................................................................................................................................. 63

HIDRODINÁMICA Y SALINIDAD DEL AGUA SUBTERRÁNEA DE MARISMAS GEOHIDROLÓGICAMENTE CONTRASTANTES. ESTUDIO DE CASOS: RÍO DE LA PLATA Y PENÍNSULA VALDÉS ___________________________________________________ 69 1

2

3

Melo, Marisol , Álvarez, María del Pilar y Carol, Eleonora ................................................................. 69

INFILTRACION EN GEOFORMAS DE LA LLANURA COSTERA DEL RIO DE LA PLATA, PARTIDO DE BERISSO. BUENOS AIRES ____________________________________ 75 Lucia Gomez1, 4, Federico Vera2, Marcos Wocca2, Silvina Carretero3, 4 ............................................... 75

GEOTERMOMETRÍA Y MODELO GEOTÉRMICO DEL EXTREMO SUROESTE DE LA PROVINCIA DE TUCUMÁN, ARGENTINA ____________________________________ 82 1,2

Falcón, Carlos M. y 3Avellaneda Sofia Carolina ................................................................................ 82

EVALUACIÓN HIDROGEOLOGICA DEL SUBALVEO DEL RIO NAMBY PARA SU APROVECHAMIENTO, PRIMERA ETAPA ____________________________________ 90 1

Storniolo, Ángel del R.; Terribile Elsa M.; Pavón Julio A.; Thir, Juan M.; Trejo, Walter M. .................. 90

10 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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METODOLOGÍA DE CALIBRACIÓN DE MODELOS HIDROGEOLÓGICOS DE FLUJO EN ÁREAS PROTEGIDAS MEDIANTE DATOS DE CAUDAL SUPERFICIAL _____________ 98 1, 2

Castro, Adolfo ; 3Bolzicco, José ; 4Goode, Tomas y 5Alloisio, Sarah ................................................ 98

EVOLUCIÓN Y ORIGEN DE LAGUNAS EN LA LLANURA INTERSERRANA MEDIANTE EL USO DE TRAZADORES Y SENSORES REMOTOS ____________________________ 106 Solana, María Ximena1,2; Quiroz Londoño, Orlando Mauricio1,2; Martínez, Daniel Emilio1,2 ............... 106

EFECTOS MECÁNICOS INDUCIDOS POR MAREA EN EL ACUÍFERO PUELCHE ___ 114 1,2

Cuello, Julián E.; 1,2,3Guarracino, Luis; 1,2Monachesi, Leonardo B. y 2,3Kruse, Eduardo E. ............. 114

DISEÑO ÓPTIMO DE UNA RED DE MONITOREO DE NIVELES MEDIANTE EL FILTRO DE KALMAN: APLICACIÓN AL ACUÍFERO RAIGÓN ______________________________ 121 Alfonso Flaquer .................................................................................................................................. 121

PRONÓSTICO DEL COMPORTAMIENTO FUTURO DE UN ACUÍFERO LIBRE EN BASE A REDES NEURONALES POLINÓMICAS (PONN) ______________________________ 129 1,2

Venencio, María del Valle y 1Silber, Mario ...................................................................................... 129

PRIMERA APROXIMACIÓN SOBRE LA CIRCULACIÓN DE LOS FLUJOS SUBTERRÁNEOS EN LOS BAJOS SUBMERIDIONALES SANTAFESINOS _________ 135 1

Sosa Dora, 2Díaz Eduardo, 1Genesio Miguel, 4,5 Marchetti Zuleica, 1Castro Silvana, ....................... 135 Venencio María del V., 3Heredia Díaz Javier, 4Leticia Rodríguez, 1Silva Busso Adrián, ................. 135 3 Moreno Luis, 4,5 Veizaga Emiliano. ................................................................................................... 135 1,4

MODELO CONCEPTUAL DE CIRCULACIÓN EN EL SISTEMA PERIGLACIAL HÍDRICO EN LA CUENCA DEL RÍO VALLECITOS, MENDOZA, ARGENTINA __________________ 143 Noelia Sileo1, Dario Trombotto Liaudat2, Cristina Dapeña3 ................................................................ 143

ANALISIS DE LA RELACION AGUA SUPERFICIAL – SUBTERRANEA EN EL ARROYO PERGAMINO, PROVINCIA DE BUENOS AIRES ______________________________ 150

María Soledad Ruiz1, Santiago Perdomo1,2, Patricia Calahorra Fuertes1, Jerónimo Ainchil 1, Julio Villarreal3 ............................................................................................................................................ 150

EVOLUCIÓN TEMPORAL ZONIFICADA DE LA ESCORRENTÍA E INFILTRACIÓN MEDIANTE EL MÉTODO NÚMERO DE CURVA EN LA CUENCA HIDROGEOLÓGICA DEL RÍO MEDINA, SUR DE LA PROVINCIA DE TUCUMÁN, ARGENTINA ______________ 158 Nicolás Humberto Ramos .................................................................................................................. 158

BALANCE HÍDRICO APLICADO A LA EVALUACIÓN DEL ABASTECIMIENTO DE AGUA PARA LA LOCALIDAD DE CARILÓ _________________________________________ 167 1

Perri M.S., 1Scatizza C.F., 1Di Lorenzo C., 1Wocca M.M. ................................................................. 167

ESTIMACIÓN DE LA RECARGA POTENCIAL DE ACUÍFEROS EN LA CUENCA ENDORREICA DE BAJO DE AÑELO, PROVINCIA DE NEUQUÉN ________________ 175 1

Gatica José y 1Dufilho Ana Cecilia ................................................................................................... 175

ANÁLISIS DE LA EVOLUCIÓN DE LA SUPERFICIE PIEZOMÉTRICA DE CAMPO EL ARENAL MEDIANTE LA APLICACIÓN DE SIG ________________________________ 183 1, 2

Ríos, Gimena; 1Achá, Elisa; 1, 3Luna, María ................................................................................... 183

11 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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CARACTERIZACIÓN HIDROQUIMICA DEL MANANTIAL AGUA DE TORRES, LA HUMADA, LA PAMPA ___________________________________________________ 189 Morales, Luis (1); Schulz, Carlos (1) y Dalmaso, María Gabriela (1) ...................................................... 189

ASPECTOS HIDROLÓGICOS DEL AMBIENTE PERIGLACIAL EN LA CUENCA DEL RÍO SANTA CRUZ, PROVINCIA DE SAN JUAN___________________________________ 197 Mendoza, Martín1; Villarroel, Cristian Daniel; Tapia, Carla; Forte, Ana Paula; Gianni, Rubén; Kruse Eduardo .............................................................................................................................................. 197

APLICACIÓN DE TRANSPORTE REACTIVO AL ESTUDIO DE LA MOVILIDAD DEL ARSÉNICO EN LA ZONA NO SATURADA ___________________________________ 205 1,2

Dietrich, Sebastián, 1,2,3 Bea, Sergio Andrés, 1,2,4 Weinzettel, Pablo ............................................... 205

IDENTIFICACION Y CARACTERIZACION HIDROLOGICA DE LAGUNAS DEL NORESTE DE LA PROVINCIA DE LA PAMPA _________________________________________ 213 Dornes, Pablo F.1, Comas, Rocío N.1, Cardín, Daniel 2, Pochetti, Roberto1, Ianni, Juan1 y Kruse, Eduardo3,4. ......................................................................................................................................... 213

RELACIÓN ENTRE REGÍMENES DE ESCURRIMIENTO SUPERFICIALES Y SUBTERRÁNEOS EN LOS HUMEDALES DE LOS RÍOS ATUEL Y SALADO, PROVINCIA DE LA PAMPA _________________________________________________________ 221 1

Dornes, Pablo F.; 1Antonena, Sofía V.; 1Minig, Alan; 1Comas, Rocío N.; 1Schulz, Carlos J. y 1Mariño, Eduardo E. ......................................................................................................................................... 221

ESTIMACIÓN DE LA RECARGA EN LA ZONA MEDANOSA DE PENÍNSULA VALDÉS Y SU TENDENCIA ________________________________________________________ 229 Alvarez, María del Pilar1; Trovatto, María Marta2; González, Nilda2; Dapeña, Cristina3; Bouza, Pablo José1 y Hernández, Mario Alberto2 .................................................................................................. 229

ESTIMACIÓN PRELIMINAR DE LA RECARGA EN UN ACUÍFERO CARBONATADO DE ALTA MONTAÑA: PARQUE NACIONAL DE ORDESA Y MONTE PERDIDO (HUESCA, ESPAÑA) _____________________________________________________________ 237 1

Jodar, Jorge ; 2Lambán, Luis Javier y 1, 3Custodio, Emilio ............................................................... 237

12 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea. Catamarca, Argentina, 2016

MODELO NUMÉRICO DE FLUJO SUBTERRÁNEO PARA UNA CUENCA ENDORRÉICA EN AMBIENTE ÁRIDO: SALAR DE PIPANACO (CATAMARCA, ARGENTINA) 1

Mira, Andrés; 1,2 Bea, Sergio; 1Vives, Luis; 3Tálamo, Esteban y 3Rodríguez, Marcos N. N.

1

Instituto de Hidrología de Llanuras “Dr. Eduardo Usunoff”. Av. República de Italia 780 – 7300 Azul, Buenos Aires – Argentina – +54 2281 432666 – [email protected], 2 CONICET, Av. Rivadavia 1917 - C1033AAJ Ciudad Autónoma de Buenos Aires - Argentina 3 CONHIDRO S.R.L., C/ Tomás Vergara, 1556, 4700, San Fernando del Valle de Catamarca, Catamarca - Argentina. Tel. +03834 454148

Resumen Se ha desarrollado un modelo regional de flujo de agua subterránea para la cuenca endorreica del Salar de Pipanaco (Catamarca, NOA Argentina). El modelo se realizó en condiciones estacionarias y transitorias para el periodo 1995-2015 bajo dos hipótesis de funcionamiento: a) con descarga del sistema por evapotranspiración, y b) adicionando al anterior una vía preferente de descarga por fracturas, consistente con el hecho de que se trata de una cuenca tectónica. En ambos casos se ha zonificado en 14 áreas de permeabilidad, 4 de vegetación con distinto poder evaporativo, y 8 de bombeo. Los resultados obtenidos muestran unas conductividades hidráulicas calibradas entre 1.7 y 55.9 m/d, coherentes con la litología y con resultados en ensayos de bombeo, con errores en las medidas de niveles inferiores a 5 m. El balance de masas muestra un sistema sobreexplotado incapaz de mantener sus reservas de aguas subterráneas. Las dos hipótesis simuladas son plausibles, siendo probable que se alternen los dos mecanismos de salida de agua del sistema. Palabras claves: Modelo numérico de flujo, Salar Pipanaco, Cuenca endorreica, Catamarca.

Abstract A regional groundwater flow model has been developed for the Salar de Pipanaco (Catamarca, NE Argentina). The model was made under steady and transient states, the last one for the period 1995-2015, based on two hypotheses: a) the evapotranspiration as the main discharge mechanism in the system, and b) an additional preferential discharge through regional fault zones. In both cases, the aquifer has been divided into 14 permeability areas, 4 vegetation areas with different evaporative capacity, and 8 pumping areas. The results indicate that the calibrated hydraulic conductivities ranges from 1.7 to 55.9 m/d, and those ones are consistent with the lithology and local groundwater pumping tests. The differences between measured and calculated piezometric levels are less than 5 m. The water budget shows an overdrawn aquifer unable to retain its storage. The two previous hypothesis are likely, and probably both mechanisms occur in an alternately way. Keywords: Groundwater flow model, Salar Pipanaco, Endorheic basin, Catamarca.

13 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

IX Congreso Argentino de Hidrogeología y VII Seminario Hispano-Latinoamericano Sobre Temas Actuales de la Hidrología Subterránea. Catamarca, Argentina, 2016

INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS La cuenca endorreica del Salar de Pipanaco es de las más extensas de Sudamérica con 12200 km², extendiéndose por las provincias de Catamarca y norte de La Rioja, Argentina (Figura 1). Contiene una llanura central donde las precipitaciones no superan los 100 mm/año, rodeada por elevados frentes montañosos que superan los 4000 m de altura. La cuenca soporta actualmente importantes proyectos olivícolas que utilizan el recurso hídrico subterráneo para el riego de las plantaciones, y con potencial a futuro de abastecer a otras actividades económicas como la minería a gran escala.

Figura 1. Izquierda: modelo conceptual de funcionamiento hidrogeológico del Salar de Pipanaco (según CONHIDRO-IHLLA-DPHyERH, 2013 y 2015). Derecha: implementación del modelo numérico de funcionamiento del sistema hidrogeológico.

El conjunto de las actividades antrópicas, actuales y futuras, se encuentran condicionadas por la disponibilidad del agua, acentuándose la necesidad de conocer los ingresos, egresos y reservas existentes, para planificar un desarrollo armónico y sustentable de la cuenca. Hasta el momento solo existían dos modelos numéricos con limitado alcance regional (Zarantonello y Mamani, 1999 y BHP, 1999). El presente modelo supone un importante avance sobre los modelos previamente propuestos tanto por la extensión espacial y alcance del modelo numérico, como por el volumen de información utilizada para su implementación, y el tipo de calibración a la que ha sido sometido. METODOLOGIA La metodología empleada para el análisis del sistema acuífero en el Salar de Pipanaco se basó en definir el modelo conceptual de funcionamiento hidrogeológico e implementar un modelo numérico (Figura 1, derecha). La primera simulación del modelo se realizó en condiciones estacionarias considerando una situación del acuífero previa al aprovechamiento de sus recursos (sin explotación). En condiciones transitorias el modelo se evaluó para un periodo de 20 años (1995 a 2015), coincidiendo con la etapa de explotación intensiva de las aguas subterráneas en la zona sur del Salar de Pipanaco. Para la simulación numérica del flujo del agua subterránea se empleó el código TRANSIN (Medina et al., 1996), utilizando la interfaz gráfica VISUALTRANSIN (GHS, 2003). Dicho modelo resuelve las ecuaciones de flujo y transporte utilizando el método numérico de elementos finitos. Este código contiene un poderoso algoritmo de calibración automática 14 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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para todos los parámetros basado en el método de máxima verosimilitud (Carrera y Neuman, 1986; Medina y Carrera, 1996). MODELO CONCEPTUAL DE FUNCIONAMIENTO HIDROGEOLÓGICO El acuífero está formado por materiales detríticos Plio-cuaternarios con espesores variables, incrementando sus potencias hacia las zonas de piedemonte. La recarga se produce preferentemente a través de los sectores laterales coincidente con los frentes montañosos, y la principal salida del agua del sistema sería por evapotranspiración en la zona de playa del salar y vegetación principalmente freatófita aledaña. En la zona de estudio existen grandes fracturas regionales que pueden suponer zonas de circulación preferente de agua, e incluso suponer una vía de egreso del agua del sistema. La cuenca es atravesada de oeste a este por el río Salado, que al llegar a la localidad de Aimogasta pierde su caudal infiltrándose completamente, volviendo a manifestarse en superficie en las proximidades de Santa Teresita. Los análisis químicos e isotópicos sugieren que la composición química del agua en el acuífero tendría cuatro orígenes: agua de recarga por los frentes montañosos, agua del río Salado, agua salina antigua, y agua termal de circulación rápida y profunda (CONHIDRO S.R.L.-IHLLA-DPHyERH, 2013 y 2015). La influencia de los sistemas de fallas presentes en el Salar de Pipanaco sobre el flujo subterráneo es incierta. De ahí que se evalúan dos modelos conceptuales por la incertidumbre existente al definir la descarga de este sistema hidrogeológico. Una hipótesis establece que el sistema funciona como una cuenca endorreica, y todas las salidas se producen por evapotranspiración, habiendo sido denominado Modelo Cuenca Endorréica o MCE. Por otro lado, otra hipótesis plantea que una parte de los egresos de agua subterránea ocurriría a través de las fallas regionales; es el denominado Modelo Cuenca Endorreica y Fallas ó MCEF. En la Figura 1 (izquierda) se muestran tres perfiles geológicos que reflejan parte de la geometría del Salar de Pipanaco así como un esquema de circulación de las aguas subterráneas. IMPLEMENTACIÓN DEL MODELO NUMÉRICO El área modelada consta de una malla bidimensional de 4838 elementos triangulares y 2556 nodos, con una media de superficie por elemento de 2.5 km². No obstante la malla presenta un mayor refinamiento en aquellos sectores como el oriental en donde se disponía de mayor volumen de información, mientras que en la zona occidental el tamaño de los elementos es mayor. El acuífero fue simulado con una capa continua de material detrítico sin interacción con capas adyacentes, lo que simplifica la simulación en un flujo esencialmente bidimensional. El espesor de la capa modelada fue calculado por interpolación lineal a partir de los datos de 230 puntos procedentes de perforaciones y de ensayos geofísicos (CONHIDRO-IHLLA-DPHyERH, 2013). El dominio modelado fue dividido en 14 zonas de conductividad hidráulica en función de la litología, piezometría o cambios en el gradiente hidráulico. La zona asociada a la falla regional se simuló como una zona de alta transmisividad en dirección vertical y orientación N-S, mientras que es mínima en dirección E-W. Su trazado coincide con el eje de la cuenca endorreica. Como puede observarse en la Figura 1 (derecha), la recarga fue simulada como un caudal de entrada por 11 diferentes frentes montañosos, siendo ese caudal proporcional a la precipitación media anual calculada por el método de las isoyetas. Las salidas por evapotranspiración se definieron de acuerdo a áreas con distinta vegetación. Se distinguieron cuatro zonas principales en función de su capacidad evaporativa: arbustos, algarrobos, bañados y playa. Se les asignó una mayor tasa de evaporación a aquellas situadas la mitad norte de la cuenca. Los caudales de salida por 15 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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evapotranspiración se simuló considerándolo proporcionales (factor , goteo) a la diferencia del nivel piezométrico respecto a otro externo de referencia, en este caso la cota del terreno extraída del MDT (STRM 90). De esta forma si la cota del nivel piezométrico calculado está por encima del terreno el agua es eliminada del sistema, debiendo verificarse que el nivel piezométrico nunca se sitúe por debajo del nivel externo. La interacción del río Salado con el sistema acuífero se simuló considerando dos tramos con el objeto de capturar su carácter influente o efluente. Al ingresar al sistema, el río descarga hacia el acuífero donde el nivel piezométrico no es inferior a la cota del lecho del río (es decir, no se descuelga). Aguas abajo hasta alcanzar la ciudad de Aimogasta, el caudal del río Salado que se infiltra en el acuífero es repartido de manera uniforme a lo largo de su tramo. La calibración del modelo en régimen transitorio arranca el 1 de enero de 1995 y finaliza el 31 de diciembre de 2014, con un paso de tiempo mensual, lo que supone un total de 7305 días, y 240 intervalos de tiempo. Los volúmenes detraídos por bombeo corresponden a 9 zonas de riego. En ellas se cuantificó el área regada, la dotación media por planta, y se transformó el volumen de riego en lámina de agua equivalente. Para cada zona de riego se implementó una función temporal que tuvo en cuenta el inicio de cada explotación y el menor riego durante los tres primeros años de plantación. RESULTADOS, ANALISIS Y DISCUSION Caso 1: Modelo en condiciones estacionarias Los parámetros tenidos en cuenta durante la simulación para el modelo de flujo ha sido: conductividad hidráulica, recarga, niveles y caudales fijos, y el coeficiente de goteo (conductancia). En el modelo que involucra fracturas además se estimó una salida de caudal por la zona de fallas de 0.12 Hm³/d, similar al que podría acceder al sistema por todo el frente del Ambato. Se calibraron automáticamente los valores de conductividad hidráulica de cada zona empleando, para ello, 77 medidas de nivel con el objeto de obtener un buen ajuste entre los niveles medidos y simulados, con parámetros calculados coherentes con la información previa y con un balance de masa adecuado. Los valores de conductividad hidráulica del acuífero obtenidos varían entre 3.3 y 44.4 m/d. Los más altos están en las zonas proximales de los frentes del Ambato o los abanicos aluviales de los ríos Belén y Andalgalá. El modelo que tiene en cuenta la presencia de una fractura provoca que los valores de permeabilidad disminuyan excepto en las zonas de depósitos pedemontanos coluvionales distales adyacentes al trazado de la fractura. Es lógico pensar que una salida del agua a lo largo de una línea de fractura induce a una menor permeabilidad global del terreno para mantener los mismos niveles. En todo caso los valores obtenidos son totalmente coherentes con la estructura geológica. El error medio (entendiendo como el valor medio de las diferencias absolutas entre los niveles medidos y calculados), es de 1.88 m y de 0.71 m si se tiene en cuenta la zona de falla, valores aceptables para un modelo de escala regional como el aquí simulado (Figura 2). El balance de masa del sistema para el modelo que considera toda la salida por evapotranspiración (modelo cuenca endorreica o MCE) sugiere un ingreso diario, por los distintos frentes montañosos, de 0.67 Hm³ de los cuales un 40% proceden de los frentes del Belén y Velasco. La salida de agua por evaporación es de una magnitud equivalente y, para el área de evaporación (3041 km²), supondría una lámina de agua de 80 mm/año, siendo este un valor inferior a la evaporación real. En el modelo que se adiciona la acción de una zona de falla muy conductiva (MCEF) se observa que por ahí sale un 18 % del total de agua que ingresa al sistema, y por evapotranspiración una lámina de agua equivalente a 57 mm/año, ligeramente inferior al obtenido en el MCE (Figura 3). 16 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 2. Comparación de niveles medidos y niveles calculados para los modelos MCE y MCEF en régimen estacionario.

Figura 3. Esquema del balance de masas para el caso del modelo estacionario (arriba) y estacionario con presencia de falla (abajo).

17 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Caso 2: Modelo en condiciones transitorias Los valores de conductividad hidráulica (K) obtenidos son similares al modelo estacionario y dentro de un rango homogéneo comprendido entre 2.4 y 55.6 m/d. El ajuste de niveles obtenido tiene un error medio de 5.0 m en el modelo sin fracturas (MCE), y 5.07 m en el modelo con fracturas (MCEF). Los niveles calculados respecto de los medidos se distribuyen homogéneamente en todas las cotas a lo largo de la recta ideal de correlación, no existiendo una tendencia a la subestimación o sobreestimación de niveles. En la mayoría de los hidrogramas utilizados para la calibración se logra reproducir las tendencias de ascensos y descensos a lo largo del periodo simulado (Figura 4) .

Figura 4. Mapa con algunos hidrogramas de niveles medidos (puntos) y calculados (línea continua) para el MCE, mostrando la variación de nivel (msnm) para los 20 años simulados.

En el balance de masas global para todo el período de simulación se observa que el almacenamiento en el acuífero disminuye con un valor de unos 4600 Hm³, lo que representa un valor promedio de ambos modelos de 230 Hm³/año o una lámina de agua equivalente de 19 mm/año. La mayor parte del volumen de agua que sale del sistema se produce en la zona de bañados, que es donde el agua se encuentra en superficie (o subsuperficialmente), y es fácilmente evaporable. En la zona de playa es menor el volumen de agua que egresa, principalmente debido a que su área es sensiblemente inferior. En el MCEF, la zona de falla representa aproximadamente un 30% del volumen de agua que egresa del sistema. De manera más descriptiva queda caracterizado el vaciamiento del acuífero en la Figura 5 donde claramente puede observarse que el sistema acuífero no es capaz de mantener su almacenamiento solamente con las entradas, y mucho menos si se introduce la 18 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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acción antrópica del bombeo. Aunque la recarga es superior a los bombeos, la evapotranspiración potencial juega un papel fundamental al superar con creces el volumen que entra al sistema ya que para todo el periodo modelado suma un total acumulado, en los modelos MCE y MCEF, de 6000 y 5000 Hm³ respectivamente.

Figura 5. Resultado del balance de masas en régimen transitorio. Volumen total acumulado para el modelo MCE (izquierda) y MCEF (derecha).

Este modelo fue migrado al código numérico VISUAL MODFLOW (Waterloo Hydrogeologic Inc., 2006) para su uso por parte de la administración provincial de Catamarca. Con VISUAL MODFLOW también se confirma como el descenso paulatino del almacenamiento del acuífero que se produce por el incremento de las extracciones en el sistema (Figura 6).

Figura 6. Curva de variación del almacenamiento y el caudal bombeado para el periodo simulado.

19 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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CONCLUSIONES Se han implementado sendos modelos numéricos del flujo subterráneo del Salar de Pipanaco, uno considerando que los egresos del sistema son por evapotranspiración, y otro adicionando una salida a través de un sistema de fallas. Ambos simulan satisfactoriamente el funcionamiento del sistema a escala regional y lo reproducen con verosimilitud tanto en condiciones estacionarias (caso 1) como en transitorias (caso 2). Ambos modelos numéricos son robustos, habiendo obtenido en ellos un excelente ajuste en los niveles y unos parámetros calibrados del sistema y balances de masas coherentes. Se obtuvieron valores de conductividad hidráulica K entre 3.3 y 44.4 m/d para el análisis estacionario, con un error absoluto entre niveles medidos y calculados de 1.88 m para el MCE y 0.71 m en el MCEF. El balance de masas muestra que la principal entrada al sistema es a través de los frentes del Belén, Ambato y Velasco y que las salidas por evaporación equivalen a una lámina de agua de 80 mm/año. En condiciones transitorias los valores de K oscilan entre 2.4 y 55.6 m/d y el error medio absoluto en ambos modelos se sitúa en torno a 5 m. El balance de masas para los 20 años simulados muestra un descenso del almacenamiento del acuífero equivalente a una lámina de agua de 19 mm/año. Se observa que el sistema acuífero no es capaz de mantener las reservas existentes con las entradas de agua, es decir se puede entender que existe una situación de sobreexplotación. La explotación continuada del acuífero desde 1995 no ha hecho más que acelerar ese proceso. Cabe destacar que la comparación entre los modelos MCE y MCEF no resuelve la incertidumbre sobre la potencial implicancia de las fallas regionales en el funcionamiento del sistema acuífero. Sin embargo, cálculos de mezcla utilizando información hidroquímica, y el análisis de los isótopos estables, sugieren que existiría mezcla en profundidad de agua de recarga desde los frentes montañosos que circularían por los sistemas de fallas. REFERENCIAS BHP. 1999. Programa: Exploración de Aguas Subterránea Proyecto Agua Rica, Catamarca, Argentina. BHP, Agua Rica Carrera, J., Neuman, S. 1986. Estimation of aquifer parameters under transient and steady state conditions, I, Maximum likelihood method incorporating prior information, Water Resour. Res., 22, 199–210 CONHIDRO S.R.L.-IHLLA-DPHyERH. 2013. Modelo conceptual sobre el funcionamiento hidrogeológico del Salar de Pipanaco (Catamarca, Argentina). Informe técnico. Gobierno Catamarca, 176 pp CONHIDRO S.R.L.-IHLLA-DPHyERH. 2015. Modelo matemático del flujo subterráneo del Salar de Pipanaco (Catamarca, Argentina). Informe técnico. Gobierno Catamarca, 186 pp GHS. 2003. Código Visual Transin 1.1 R65. Desarrollado en el Dep. Ingeniería del Terreno, Cartográfica y Geofísica, UPC. Medina, A., Carrera, J. 1996. Coupled estimation of flow and solute transport parameters, Water Resour. Res., 32, 3063–3076 Medina, A., Galarza, G., Carrera, J.1996. TRANSIN, versión II, Fortran code for solving the coupled flowand transport inverse problem in saturated conditions, El Berrocal Project, Characterization and validation of natural radionuclide migration processes under real conditions on the fissured granitic environment, European Commission Contract no. FI2W/CT91/0080, Technical Report 16, ENRESA, Spain WATERLOO HYDROGEOLOGIC, Inc. 2006. Visual MODFLOW versión 4.06. Canadá. Zarantonello, A., Mamani, M. 1999. Balance hídrico en la cuenca del Salar de Pipanaco, provincias de Catamarca y La Rioja. Hidrología Subterránea, II Congreso Argentino de Hidrogeología, IV Seminario Argentino sobre temas actuales de la hidrología subterránea. Santa Fé, Argentina. Serie de Correlación Geológica Nº13.

20 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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ESTIMACIÓN DEL FLUJO SUBTERRÁNEO NATURAL EN UNA SECCIÓN TRANSVERSAL DEL VALLE DEL RÍO BLANCO - LA RIOJA, ARGENTINA Esteban Tálamo 1, Rodolfo García1, Federico Moya Ruiz 1, Verónica Rocha Fasola1 1

CONHIDRO S.R.L., C/ Tomás Vergara, 1556, 4700, San Fernando del Valle de Catamarca, Catamarca - Argentina. Tel. +03834 454148 [email protected]

Resumen El principal objetivo del trabajo fue la determinación del flujo natural de agua subterránea que atraviesa una sección transversal al valle del Río Blanco, situado en el extremo Noroccidental de la provincia de La Rioja, República Argentina. La cuantificación del recurso hídrico subterráneo conforma la base de un ambicioso proyecto multipropósito del gobierno de la provincia de La Rioja para el aprovechamiento integral del río Blanco, el cual incluye generación de energía eléctrica y desarrollo agropecuario a gran escala en un sector de la región oeste de la provincia. Metodológicamente, se realizaron estudios geofísicos, tendientes a determinar la potencia y geometría del relleno sedimentario de origen aluvio/fluvio/glacial, en la sección de interés y, posteriormente, se llevó a cabo un estudio hidráulico del acuífero existente, para establecer los parámetros fundamentales del reservorio (Permeabilidad, Transmisividad y Coeficiente de Almacenamiento). Con el propósito de validar el modelo geofísico de interpretación propuesto y permitir la ejecución de pruebas hidráulicas, se realizó un pozo de bombeo con cuatro pozos de observación. Finalmente, se realizó la planialtimétría de detalle para obtener las cotas piezométricas en cada pozo y del río Blanco y con ello determinar el gradiente hidráulico natural del acuífero. Con la información generada pudo aplicarse el cálculo de flujo, basado en la Ley de Darcy, obteniéndose un valor de 4051 m 3/día. Palabras claves: Río Blanco, Hidráulica, La Rioja.

Abstract The main objective of this work was to determine the natural flow of groundwater that flows through a cross section of the valley of the Rio Blanco, located at the northwestern furthest tip of the province of La Rioja, Argentina. The quantification of groundwater resources makes up the basis of a multi-purpose integral ambitious project of the government for the Río Blanco in the province of La Rioja, which includes power generation and agricultural development on a large scale in a sector of the western region from the province. Methodologically, geophysical studies were carried out to determine the thickness and geometry of the sedimentary fill of alluvium / fluvial / glacial origin in the section of interest and an hydraulic study of the aquifer, to establish the basic reservoir parameters (Permeability, Transmissivity and Storage Coefficient). In order to validate the proposed geophysical interpretation model and allow execution of hydraulic tests, there were constructed a pumping well with four piezometres. Finally, a planialtimétría detail was performed to obtain the piezometric levels in each piezometre, in the well, and of the Río Blanco to determine the natural hydraulic gradient of the aquifer. With the generated information, it was possible to apply Darcy's law to calculate the groundwater flow, obtaining a value of 4051 m3/day. Keywords: Río Blanco, Hydraulic Properties, La Rioja.

21 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS El presente trabajo muestra la metodología empleada y los resultados obtenidos en el estudio hidráulico del acuífero existente en el valle del río Blanco, provincia de La Rioja, con el fin de establecer la cantidad de agua subterránea que circula naturalmente por su sección. El lugar de estudio se encuentra en las inmediaciones de la confluencia entre los ríos Blanco y Salado, en una localidad denominada Pucha Pucha, distante a unos 20 kilómetros al sur de la Ruta Nacional N° 76, que une a nuestro país con el hermano Chileno mediante el Paso Fronterizo de Pircas Negras. En una primera etapa de trabajo, se determinó por métodos geofísicos, el espesor de materiales fluvio/aluviales/glaciarios que podrían comportarse como reservorio de agua subterránea. La cuantificación del recurso hídrico subterráneo era necesaria para establecer el caudal disponible para planteamiento y desarrollo de un proyecto multi-propósito de aprovechamiento del río Blanco, que incluye la generación de energía y desarrollo agropecuario a gran escala en el oeste de la provincia de La Rioja (Figura 1). 2500000

2520000

6870000

6890000

2480000

Perfil Geoeléctrico B

Río Salado Río Blanco B’

Figura 1. Área de estudio y sección del valle analizada.

METODOLOGIA La primera etapa del trabajo consistió en realizar un perfil geoeléctrico en la sección del río Blanco indicado en la Figura 1. La prospección geoeléctrica se llevó a cabo por el método del SEV (sondeo eléctrico vertical), con un dispositivo electródico tetrapolar Schlumberger de constante geométrica K = π.((AM.AN)/MN). 22 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 2. Curvas de campo (en rojo) y de interpretación (en azul) de cada SEV – Perfil Geoeléctrico B-B’ de interpretación.

Con el fin de poder validar el modelo de interpretación geofísica propuesto para esta sección del valle del río Blanco, se realizaron cinco perforaciones exploratorias, cuya ubicación se muestra en la Figura 3 (B). Una síntesis esquemática de sus características constructivas y litologías atravesadas se muestra en la Figura 3 (A). Estas perforaciones, además de aportar información geológica de subsuelo (composición de los materiales que conforman al acuífero, profundidad y tipo de basamento hidrogeológico, etc.) fueron utilizadas luego, para la realización de los estudios hidráulicos mediante la ejecución de ensayos de bombeos. Estos estudios permitieron determinar, entre otras cosas, las propiedades fundamentales del acuífero, tales como la permeabilidad (K), la transmisividad (T) y el coeficiente de almacenamiento (S). DISEÑO POZO BOMBEO RIO BLANCO +0,53

1 2

2

2,46 m

1

1

1

1 2,12 m

+0,71

+0,39

+0,71

+0,64

POZO DE OBSERVACIÓN N°4

POZO DE OBSERVACION 3

POZO DE OBSERVACIÓN N°2

POZO DE OBSERVACIÓN N°1

Profundidad (metros)

2

2,98 m

2

2,68 m

2 2,98 m

3

3

3

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3

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4

4

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7

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13

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14

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14

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15

15

16

16

17

17

10 11 12

Gravas y arenas secas Gravas y arenas saturadas Intercalación limoarcillosa Arcilita pardorojiza

13 14

Caño Cieco de Aº al carbono Caño Filtro de Aº Gº - Ranura Continua Grava de prefiltro

15 16 17

Nivel Estático

A

B

Figura 3. A-Esquema constructivo de cada perforación. B-Ubicación de Perforaciones.

Se realizó un relevamiento planialtimétrico de detalle para establecer las cotas absolutas de los niveles piezométricos y determinar entre otras cosas, el gradiente hidráulico natural del sistema. El trabajo consistió en relevar una serie de puntos fijos utilizando Receptores GPS de Doble Frecuencia, para determinar sus coordenadas y Cotas en un sistema de referencia convencional, como así también efectuar un relleno de puntos mediante Estación Total y compensar las alturas mediante nivelación Geométrica Doble. De esta manera se buscó determinar con el menor error posible, las cotas Ortométricas de las perforaciones ejecutadas en el sitio de interés, como así también, cotas sobre la superficie 23 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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libre de los ríos de las inmediaciones y cotas sobre puntos ubicados en los caminos de acceso. Con el fin de lograr los objetivos propuestos, se realizaron diferentes pruebas hidráulicas mediante la ejecución de ensayos de bombeo. En algunas de ellas, sólo se utilizaron los datos de niveles y caudales medidos en el propio pozo de bombeo, mientras que en otras pruebas se integró el comportamiento y evolución de los niveles piezométricos, medidos en los pozos de observación, mientras se sometía a un bombeo a caudal constante al pozo principal. Las medidas de caudal se realizaron con un caudalímetro magnético con chequeos volumétricos frecuentes. Las medidas de niveles se realizaron con sondas piezométricas. En algunas perforaciones se instalaron “Divers” de medición automática, instrumentos de alta precisión que miden la temperatura y la carga hidráulica (en presión de agua) dato que se convierte luego a un nivel piezométrico dado. Estos equipos fueron programados para hacer un registro o medida cada 30 segundos. En el Pozo de Bombeo se instaló un datalogger especial (CTD-DIVER), que mide nivel de agua, temperatura y conductividad eléctrica. Los datos adquiridos por estos instrumentos se transfieren por interfase USB a una PC para su posterior almacenamiento y procesamiento mediante el software Diver Office (4) v 2012.1 by Schlumberger Water Services. Por presumirse la presencia de un acuífero libre a semilibre, se llevó a cabo un ensayo de bombeo prolongado, de 72 horas de bombeo a caudal constante, con el fin de determinar sus parámetros hidráulicos (Permeabilidad, Transmisividad y Coeficiente de Almacenamiento). Se aplicaron métodos de resolución durante el régimen de no-equilibrio, los cuales fueron corroborados con los obtenidos al lograrse el estado de equilibrio y también con aquellos logrados luego de terminado el bombeo utilizando métodos de recuperación de niveles (método de recuperación de Jacob) para estimar la Transmisividad del sistema acuífero ensayado (García, 2013). En la interpretación de los datos de los ensayos, se utilizaron determinaciones gráficas y las fórmulas convencionales, de las metodologías más habituales en la literatura hidrogeológica. Estas determinaciones fueron realizadas también mediante la utilización de softwares específicos, que simplificaron los cálculos y permitieron aplicar métodos de resolución más complejos. En el presente trabajo se utilizó el Programa denominado Infinite Extent, Full Version 4.1.0.1, By Starpoint Software Inc. También se utilizó la función específica “Well Functions” del programa GWW, v1.10 by United Nations (UN). RESULTADOS Marco Geológico La zona de estudio se encuadra en la provincia geológica de Cordillera Frontal (Caminos, 1979) caracterizada por la presencia de “rocas metamórficas y sedimentarias de edades paleozoica inferior y media, por sedimentitas carbónicas apoyadas en discordancia sobre las anteriores, y por vulcanitas y plutonitas graníticas de edad permotriásica que cubren e intruyen a las rocas carbónicas y más antiguas. Estos elementos componen el núcleo de la Cordillera Frontal, bordeado hacia ambos lados, y a veces cubierto parcialmente, por sedimentitas y vulcanitas cenozoicas”. El estilo tectónico está representado por pliegues de distinto tipos y edades y fracturamiento en grandes bloques por fallas de alto ángulo. La Cordillera Frontal es un erógeno paleozoico, rejuvenecido tectónicamente, a fines de la era Cenozoica, por los movimientos de la orogenia andina. Ensayos de bombeo - Aplicación de Métodos en estado transitorio Durante los primeros minutos de bombeo, se aplicaron métodos de resolución en un estado transitorio de evolución de niveles piezométricos. Si bien el acuífero estudiado se supone conceptualmente “libre”, en los primeros minutos de bombeo reacciona elásticamente con un descenso instantáneo de la presión alrededor del pozo, por lo que pueden aplicarse los métodos convencionales de acuíferos confinados (Theis y la 24 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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simplificación de Jacob). Los descensos medidos en los pozos de observación, fueron pequeños en comparación al espesor del acuífero, siendo en el mayor de los casos del 3.7 %. Mediante la utilización de representaciones gráficas del descenso en el tiempo, en escala semilogarítmica, se obtuvieron valores de Transmisividad (T) y Coeficiente de Almacenamiento (S) cuyos valores se muestran en la Tabla 2. Posteriormente se volcaron las medidas manuales en una base de datos que fue leída e interpretada por el Software Infinite Extent. En este marco pudo determinarse una muy buena correspondencia de las curvas, con aquellas establecidas en el método de Neuman, que utiliza las curvas patrón de Pricket, para casos con drenaje diferido (Kruseman y Ridder, 1975). En la Figura 4 se muestran las curvas capturadas por el software, mientras que los valores de T y S obtenidos se muestran en la Tabla 2.

Figura 4. Gráfico de los puntos de descensos medidos en campo, sobre curvas de Pricket.

Puede observarse para el caso del PO3, que los niveles permanecieron estáticos hasta aproximadamente una hora desde iniciado el bombeo. Desde ese momento los descensos fueron de manera tal que tienen un comportamiento que coincide con la curva teórica de Theis. Los valores de coeficiente de almacenamiento interpretados en este pozo son notablemente superiores a los obtenidos en los otros piezómetros. Esto podría indicar facies más limpias donde el efecto de drenaje diferido no se habría dado como en los otros pozos. Los datos del control geológico realizado en este pozo durante la etapa de su construcción muestran materiales más gruesos, con menor contenido de matriz, obteniéndose incluso durante su desarrollo por bombeo, un caudal específico mayor que el resto de las perforaciones. En el pozo de bombeo puede observarse una excelente correspondencia con las curvas de Pricket, aunque podría inferirse que el tiempo de bombeo logrado (72 horas) fue insuficiente como para determinar el regreso de los descensos a una curva tipo Theis, donde el agua es cedida por la porosidad eficaz del acuífero libre. Los valores de Kv (permeabilidad vertical, responsable del drenaje diferido) y Kh (permeabilidad horizontal del acuífero) determinados con el método de Neuman se muestran en la Figura 4. Como se verá en todas las determinaciones, el comportamiento del pozo de observación PO3, muestra un entorno donde la Kv es muy superior al resto. Ensayos de Bombeo - Aplicación de Métodos en estado de equilibrio Una vez logrado un estado próximo al equilibrio, luego de haber recibido probablemente agua con retardo del vaciamiento del cono (drenaje diferido), se graficaron los descensos “estabilizados” en función de la distancia al pozo de bombeo, en un sistema 25 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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semilogarítmico (Figura 5). Asumiendo los descensos en los piezómetros muy pequeños, en comparación al espesor del acuífero, se aplicó el método de Thiem-Dupuit obteniéndose un valor de Transmisividad (T) de 3211 m 2/día y un radio de influencia de 2000 m. Como puede observarse los puntos pertenecientes a los piezómetros PO 1, 2 y 4, se alinean en una recta. Situación que no ocurre con el PO3, que es el único registro donde los descensos coinciden con una curva de Theis y no con una curva de drenaje diferido en el método de Neuman. Ensayos de Recuperación Una vez terminado el bombeo, se procedió a medir (con el uso de los divers) el descenso residual (los ascensos del nivel piezométrico) en los pozos de observación PO1 y PO2. Al graficar estos descensos en la relación: tiempo total/tiempo de recuperación, en un gráfico semilogarítmico, se puede utilizar el método simplificado de Jacob. De esta manera se obtuvieron valores de Transmisividad (T) para los piezómetros antes mencionados, los que se muestran en la Tabla 2. Recuperación medida en PO1

Thiem - Dupuit

Recuperación medida en PO2

0.4

0.4

0.5

A

B

30.89 66.9

0.2

s residual (m)

15.11

0.3

s residual (m)

descensos (m)

0.4

0.2

0.2

51.85

0.1

0 1

10

100

1000

10000

0

0 10

distancia (m)

100

1000

10000

10

100

1000

10000

t tot/t rec (min)

t tot/t rec (min)

Figura 5. A- Grafico Thiem-Dupuit – B- Gráficos de recuperación.

Aplicación de una función de pozo de software GWW Utilizando los valores de Transmisividad (T) obtenida por el método de Thiem en régimen de equilibrio, se utilizó la aplicación de Well Functions, del programa de Naciones Unidas (GWW). Esta aplicación permite calcular el coeficiente de almacenamiento (S) ingresando los valores de T, descensos medidos, distancia al pozo de bombeo, caudal de bombeo y tiempo de bombeo. De esta manera se obtuvieron los siguientes valores: Pozo PO1 PO2 PO3 PO4

Tabla 1. Valores de Coeficiente de Almacenamiento calculados por Software GWW. Distancia (r) m Caudal (m3/d) s medido (m) T (m2/d) S 15.11 30.89 51.85 66.90

1296

0.295 0.234 0.115 0.194

3211

Promedio (S) Promedio (S) sin PO3

0.0125 0.0185 0.241 0.0133 0.0713 0.0147

Determinación del caudal natural que atraviesa la sección del río Blanco Luego de aplicar diferentes técnicas para la determinación de los parámetros hidráulicos fundamentales del acuífero K, T y S, tanto para un régimen variable como para el estado de equilibrio; se procedió a promediar los mismos para obtener valores medios que permitan calcular el caudal de flujo natural que atraviesa la sección del río Blanco aplicando la Ley de Darcy: Q=KiA

26 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Donde Q: es el caudal (m 3/día) K: es la permeabilidad del acuífero (m/día) i: es el gradiente hidráulico Natural - A: es el área por donde atraviesa el flujo (m 2). El desarrollo de la obtención de permeabilidad promedio y el resultado del cálculo del flujo natural pasante por la sección estudiada del río Blanco, se muestran en la Figura 6. Tabla 2. Valores de T, S y K obtenidos por diferentes métodos. ID Pozo

Método

PO1 PO1 PO1

Jacob Recuperación Neuman (IE)

PO1 PO2 PO2 PO2 PO2 PO3 PO3 PO3 PO4 PO4 PO4

GWW-Well Functions Jacob Recuperación Neuman (IE) GWW-Well Functions Jacob Neuman (IE) GWW-Well Functions Jacob Neuman (IE) GWW-Well Functions THIEM (*)

T

S

m2/día 6846 7080 2694

0.0234 0.04601

3211 9311 7906 3086 3211 5173 2983 3211 6291 2123 3211 3211

0.0125 0.0000152 0.02575 0.0185 0.1864 0.3353 0.241 0.003734 0.07024 0.0133

K

T prom

m/día 856 885 337

m2/día

401 1164 988 386 401 647 360 401 786 265 401 401

PROMEDIO

4958

S prom

K prom

Observaciones

m/día 0.027303333

620

datos diver Usando la (T) obtenida con Thiem

5879

0.014755067

735

3789

0.254233333

470

3875

0.029091333

484

0.081345767

542

3211

4342

401

datos diver

Sin incluir PO3

(*) REGIMEN DE EQUILIBRIO

FLUJO NATURAL DARCIANO Caudal que pasa por la sección Q (m3/seg)= K (m/d) * i * area (m2)

SEV 12

SEV 11

1521 846

1328

area: 3250 128

8

SEV 13 1981

420

746

m2

113

137

7

9

SEV 14

0.047

1230 360

m3/seg

114

169 7

m3/h

4051 m3/d Gradiente Hidráulico medido: Area promedio de la sección (m2)

0.0023 3250

Figura 6. Cálculo del Caudal natural en la sección estudiada aplicando Darcy.

DISCUSION Luego de haber procesado los datos litológicos de los pozos perforados, analizado la respuesta hidráulica de la batería ante un bombeo a caudal constante de 72 horas de duración y al analizar el contexto geomorfológico del sitio estudiado, surgen algunos temas y conceptos que merecen una discusión y que marcan las fortalezas y debilidades del conocimiento del ambiente hidrogeológico adquirido hasta el momento. Como primer punto a discutir, es que uno de los preceptos fundamentales de la hidráulica de captaciones, es considerar al acuífero infinito, homogéneo e isótropo; características que no se cumplen en este caso de estudio. Desde un punto de vista hidráulico y al observar los datos representados sobre las curvas de Pricket, para análisis de un drenaje diferido, cabe la posibilidad de considerar, que el tiempo de bombeo logrado fue insuficiente para establecer el verdadero comportamiento de los descensos en el tiempo. Sobre todo en el mismo pozo de bombeo, donde aparentemente no se habría alcanzado el tercer tramo de la curva, donde volvería a comportarse según la curva patrón de Theis. En los pozos de observación probablemente, si se habría alcanzado el tercer tramo de la curva. Aunque podría existir la posibilidad de que estos nuevos descensos sean producto de la presencia de bordes impermeables. El radio de influencia determinado en la aplicación de Thiem-Dupuit, para un régimen permanente, es de 2000 metros. Considerando los aspectos geomorfológicos del sitio estudiado, puede observarse que este radio de influencia alcanza los afloramientos de sedimentitas cenozoicas y el propio curso del río Blanco. Por este motivo surge el 27 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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interrogante de la presencia de bordes impermeables (que definirían un acuífero finito) y de un borde de recarga, representado por el río. Los afloramientos cenozoicos podrían comportarse como barrera impermeable o borde negativo, generando que los descensos medidos, hayan sido incrementados por este efecto. La presencia del río Blanco podría actuar como un borde positivo o nivel fijo de recarga, generando que los descensos medidos hayan sido disminuidos por este efecto. En el caso de que ambos bordes hayan actuado como tal, en cierta manera pudieron neutralizarse en sus efectos. No obstante existen numerosos antecedentes de que el río se encuentra parcialmente desvinculado del acuífero, por el fenómeno de impermeabilización de fondo, razón por la cual no se produce la recarga directa en ese punto, sino que la recarga es progresiva desde aguas arriba. Nuevamente surge el interrogante de que el tiempo de bombeo haya sido insuficiente, como para comprobar si el río comienza a recargar directamente al acuífero, por lo cual sería factible lograr un verdadero régimen de equilibrio. Por la forma obtenida del campo piezométrico, podrían existir tramos donde el río Blanco es perdedor y otros tramos donde el curso fluvial es ganador. CONCLUSIONES La perforación de los pozos que componen la batería, alcanzaron una base arcillosa a una profundidad aproximada de 10 metros, atravesando una secuencia compuesta principalmente por gravas y arenas muy gruesas, con algunos bancos de un limo arcilloso. Esta secuencia de gravas está saturada desde los 2 metros de profundidad, comprobando de esta manera el modelo geofísico propuesto originalmente. Los aspectos geológicos y litológicos hacen presumir la presencia de un acuífero con características libres a semilibres, que podría presentar límites que se comportarían como bordes positivos o negativos, disminuyendo o aumentando los descensos medidos en los pozos de observación. Los aspectos geológicos, litológicos e hidráulicos definen también que el acuífero estudiado no es infinito, ni homogéneo, ni isótropo, por lo que no se cumple un importante precepto, de la mayoría de los métodos de análisis de ensayos de bombeo. El pozo de bombeo atravesó todo el espesor del acuífero (totalmente penetrante), por lo cual no se practicaron correcciones al respecto. Los valores de Transmisividad, Permeabilidad y Coeficiente de Almacenamiento, comprueban la presencia de un acuífero con características libres a semilibres, con valores de porosidad eficaz del orden de 1 a 3 % en los Pozos PO1, PO2, PO4 y PB-RB, mientras que en el entorno del pozo PO3, la porosidad eficaz obtenida ronda el 25 %. Existen algunas incertidumbres referidas a la influencia que podría tener la presencia de afloramientos cenozoicos que actúan como borde impermeable, también sobre la posible recarga que podría recibir el sistema desde el río Blanco. Estas incógnitas, podrían ser develadas con la realización de ensayos de bombeo de mayor duración. Se considera necesario realizar un control de las variaciones interanuales de caudal de río y de los niveles piezométricos de los pozos para conocer la verdadera relación entre las aguas superficiales y subterráneas. Aplicando la Ley de Darcy, se estima un flujo natural pasante por la sección, de 4051 3 m /día. REFERENCIAS Caminos Roberto, 1979. Cordillera Frontal. Geología Regional Argentina – Vol. I – p 397-453. García Rodolfo F, 2013. Geología de los Recursos Hídricos. 1º Ed. Asociación Civil Grupo Argentino de la Asociación Internacional de Hidrogeólogos – Universidad Nacional de Salta. 439 pp Infinite Extent Software Full Version 4.1.0.1 by Starpoint Software Inc. 2008. Kruseman G.P. y A. De Ridder. 1975. Análisis y evaluación de los datos de ensayos de bombeo. International Institute for Land Reclamation and Improvement Wageningen. Holanda. 212 pp.

28 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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LOS ISÓTOPOS AMBIENTALES EN LA CARACTERIZACIÓN Y CONCEPTUALIZACIÓN DE UN SISTEMA HIDROGEOLÓGICO HIPERSALINO: LAGUNA DE FUENTE DE PIEDRA (ESPAÑA) 1

Heredia, Javier; 2Montalván, Francisco Javier; 1Pardo-Igúzquiza, Eulogio; 1Ruiz, José María; 1 García de Domingo, Alfredo; 3Rendón-Martos, Manuel y 4Elorza, Francisco Javier 1

Instituto Geológico y Minero de España. C/Ríos Rosas, 23. 28003, Madrid, España. Tel. +34 913494852. E-mail: [email protected], 2 Universidad Estatal Península de Santa Elena UPSE. Ecuador. 3 C. de M. A. y O. del T., Junta de Andalucía. España. 4 ETSI de Minas de Madrid, U.P.M. España.

Resumen La laguna de Fuente de Piedra es un humedal hipersalino de gran extensión (13,5 km2) y riqueza en avifauna acuática, por ello fue el tercer humedal español en ser incluido en el convenio de Ramsar y se declaró Reserva Natural en 1984. La laguna posee una cuenca endorreica (150 km 2) donde su compleja geología origina una hidrogeología condicionada por la densidad variable de los flujos circulantes. La conceptualización tradicional de cuencas endorreicas en climas semiáridos, consideraba que la salmuera presente en este sistema hídrico era exclusivamente de origen evaporativo y la situaba sólo en la laguna y su entorno, zona de descarga de la cuenca. La investigación desarrollada en la última década encontró salmuera en distintos puntos de la cuenca y ha sugerido que su origen no era sólo evaporativo. Los estudios hidroquímicos permitieron identificar diferentes tipos de aguas y salmueras. Posteriormente, mediante isótopos ambientales (oxígeno 18, deuterio, carbono 14, carbono 13 y tritio) fue posible discriminar los diferentes tipos de salmuera acorde a su grado de evaporación, calcular la edad de las aguas y salmueras e identificar las zonas de recarga de diferentes subsistemas de flujo. Esta investigación dio apoyo a un nuevo modelo conceptual del sistema hidrogeológico del humedal hipersalino de Fuente de Piedra. Palabras claves: Fuente de Piedra (España); humedal; isótopos ambientales; modelo conceptual; sistema hidrogeológico hipersalino.

Abstract The Fuente de Piedra hypersaline wetland was one of the first included wetlands in Spain in the Ramsar convention and has been a “nature reserve” since 1984. The lake (13.5 Km2) is located in an endorheic basin (150 km 2) where the geological complex setting induces a hydrogeology dominated by variable-density flows that range from freshwater to brine. Traditionally, the brine present in the system was considered of evaporative origin and it was placed in the discharge zone. Recent research suggests that the origin of brines is not exclusively evaporative. Different types of waters and brines were identified by means of hydrochemistry. Environmental isotopes (oxygen-18, deuterium, carbon-14, carbon-13 and tritium) made it possible to discriminate different brines according to their degree of evaporation, calculate the age of waters and brines, and identify the recharge zones of the different flow subsystems. This research supports a new conceptual model of this wetland hydrogeological system. Keywords: conceptual model; environmental isotopes; Fuente de Piedra Lake (Spain); hypersaline hydrogeological system; wetland.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS La laguna de Fuente de Piedra (España) es un humedal de gran valor ecológico. La laguna (13,5 km2) posee una cuenca endorreica (150 km 2) cuya divisoria de aguas está definida por las sierras de Mollina (cuenca del río Guadalquivir, vertiente atlántica) y Humilladero (cuenca del río Guadalhorce, vertiente mediterránea). El clima imperante es semiárido. En el período 1995/96-2007/08 las medias anuales de la precipitación, la evapotranspiración potencial (Thornthwaite) y la evaporación en lámina libre en la laguna (corregida por densidad) fueron 440 mm, 830 mm y 1500 mm, respectivamente. En la cuenca afloran calcarenitas miocenas, que albergan un acuífero de agua dulce, y el Complejo Caótico Subbético (CCS), que además conforma el muro del acuífero mioceno. El CCS resedimentado del Mioceno inferior-medio es un olistostroma formado por una matriz margo-yesífera de edad triásica y bloques carbonatados y margosos de edad jurásicaoligocena -sierras de Humilladero y Mollina- (Fig. 1) (IGME, 2009).

Figura 1. Geología de la cuenca de la laguna de Fuente de Piedra

Un sistema profundo kárstico hipersalino se desarrolló en el CCS. Los modelos genéticos de la laguna, el genético-evolutivo de la salmuera y el conceptual del sistema hidrogeológico están estrechamente vinculados (IGME, 2009). El origen de la laguna está relacionado con procesos de karstificación y colapso de los materiales yesíferos-salinos del CCS. (Durán et al., 2002) El sistema hidrogeológico posee una variabilidad extrema en la densidad del flujo circulante. El total de sólidos disueltos (TSD) varía entre 319 mg/L, en aguas de los bloques calizos, a 332 g/L, en los enclaves de salmueras. El modelo clásico de cuencas endorreicas en climas áridos/semiáridos considera que exclusivamente las salmueras tienen un origen evaporativo y se localizan en la zona de descarga: la laguna. En la última década se planteó la posibilidad que flujos profundos pudiesen descargar salmuera a la laguna (Benavente et al. 2003) y se avanzó en esta conceptualización con distinto grado detalle (Rodríguez et al. 2005, Kohfahl et al. 2008, Heredia et al. 2004, IGME, 2009). El IGME ha realizado investigaciones en esta última década que confirmaron la hipótesis propuesta y desarrollándola formularon este nuevo modelo conceptual con mayor detalle. En estos estudios la geofísica y la hidroquímica permitieron identificar enclaves de salmueras profundos y discriminar familias de aguas y salmueras (Heredia et al op.cit.). Sin embargo, los isótopos ambientales fueron determinantes al definir la nueva conceptualización, demostrando que no sólo son una potente herramienta en la investigación hidrológica (Kendall & Mc Donnel, 2003, Mook, 2001), sino que son un recurso indispensable en la investigación de medios hipersalinos. En el presente trabajo se describe la contribución de las técnicas isotópicas, sobre el aporte de las restantes técnicas de investigación se realiza una breve síntesis de las conclusiones alcanzadas y presentadas en distintos trabajos.

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METODOLOGIA Estudios previos: geofísicos, hidroquímicos e hidrodinámicos El objetivo de los estudios geofísicos fue caracterizar la distribución espacial de la salmuera en la cuenca. Las técnicas aplicadas fueron: Tomografía Eléctrica (TE) y Sondeos Electromagnéticos en el Dominio de Tiempos (SEDT). La TE alcanzó una profundidad de 120 m, mediante un dispositivo Wenner, y los SEDT tuvieron una penetración hasta 250 m. El objetivo de los estudios hidroquímicos fue caracterizar las aguas subterráneas y las salmueras e identificar sus familias y se basaron en: parámetros físico-químicos (CE, pH, TSD, RS), iones mayoritarios y trazadores naturales (Cl-, Br-, Mg++, Na+,). Las muestras se analizaron mediante cromatografía y espectrofotometría en el IGME. El objetivo de los estudios hidrodinámicos fue caracterizar el sentido de circulación general de circulación en la cuenca y entre formaciones. Se basaron en análisis piezométricos, en los que se consideró la densidad, ρ, y en ensayos de dilución, trazándose con ClNa o 131I. Estudios isotópicos: Isótopos estables en salmueras (TSD >50 g/L): evaporación, salinidad y génesis Los isótopos estables del agua (Deuterio, 18O) indican el grado de evaporación de aguas y salmueras. Su uso conjunto con los Sólidos Totales Disueltos (TSD) contribuye a conocer la génesis de la salinidad. Las muestras fueron analizadas mediante Espectrometría de Masas de Relación Isotópica (IRMS) en el Laboratorio de Hidrología Isotópica de CEDEX (España). La concentración isotópica se indica en δ (0/00) dado por:

(1) Donde: Viena.

y

son las relaciones de la muestra y el estándar de la Media Oceánica de

Isótopos estables, δ18O: Identificación de una zona de recarga plausible. En hidrogeología, la variación espacial del valor de δ18O en precipitación contribuye a identificar áreas de recarga. La recarga de acuíferos en la España mediterránea se produce durante la estación húmeda (Octubre-Abril). El modelo de regresión múltiple que describe la variación espacial de δ18O en precipitación en la España peninsular (Heredia et al, 2013) es:

(2) Donde las variables son geográficas (latitud, L; longitud, L o) y climáticas (temperatura, T; presión atmosférica, P; humedad relativa, H) y b0, b1, b2 and b3 son coeficientes del modelo. La metodología aplicada indica las condiciones climático-geográficas plausibles en que se recargan los sistemas de flujo que componen el sistema hidrogeológico de la laguna. Isótopos radioactivos: datación El Tritio se usó para identificar agua moderna, tanto pura cómo en mezcla. El agua y las salmueras son datadas mediante el 14C con el modelo Mook (2001) que considera la corrección de 13C. Este modelo es adecuado en medios donde las reacciones con los carbonatos no son dominantes. En este sistema el tránsito del agua a través de los bloques carbonatados es muy rápido, por ello se considera pertinente su empleo. El análisis de 14C y 13 C se realizó en Poznan Radiocarbon Laboratory (Polonía) sobre el CO2 extraído de muestras. Las extracciones las realizó el Laboratorio de Hidrología Isotópica de CEDEX. 31 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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RESULTADOS, ANÁLISIS Y DISCUSIÓN Estudios previos Geofísica (Ruiz et al., 2007) En la cuenca se realizaron 10 perfiles TE (40,3 km de longitud total) y 10 SEDT y en el vaso de la laguna se ejecutaron 11 SEDT. Se identificaron:  Numerosos enclaves de salmueras, heterogéneos en continuidad, dimensión y forma, situados desde la divisoria de aguas hasta la cuenca media, entre 50 m y 100 m de profundidad (Fig. 2).  Las salmueras bajo la laguna sufren un control litológico a 40 m de profundidad.

Figura 2. Localización de: perfiles TE, SEDT y salmuera (enclaves y en el entorno de la laguna)

Hidroquímica (Montalbán, et al. 2012) La caracterización hidroquímica de aguas y salmueras mostró diferencias acorde los respectivos ambientes litológicos y situación espacial. En los bloques carbonatados, el agua es bicarbonatada cálcica (TSD < 650 mg/L). El acuífero Mioceno presenta facies cloruradasulfatada magnésico-cálcica (TSD = 1 a 5 g/L). En la matriz margo-yesífera del CCS, las aguas son clorurada-sulfatada magnésico-sódica (TSD = 12 a 47 g/L). Las salmueras de los enclaves en la cuenca alta y media y de los manantiales kársticos hipersalinos de la vecina cuenca del río Guadalhorce son de facies clorurada sódica. Todas estas salmueras están en el CCS, ello sugeriría un origen similar: disolución de evaporitas (Halita) (TSD = 276 a 332 g/L). La salmuera somera en el entorno de la laguna (profundidad < 30 m) es clorurada sódica (TSD < 200 g/L), si bien muestra contenidos notables de Mg 2+. El Mg2+ se incrementa por concentración evaporativa y disolución/precipitación (dedolomitización). La salmuera profunda en el entorno de la laguna es mezcla de la salmuera somera y la de los enclaves. Las relación rCl/rBr (Alcalá y Custodio, 2008) sugieren que la salmuera de los enclaves de la cuenca alta y media deberían su origen al lavado de halita. Por otro lado, el agua salobre emplazada en la matriz margo-yesífera del CCS y las salmueras somera y profunda en el entorno de la laguna se originarían principalmente por lavado de yesos. Hidrodinámica (IGME, 2009) La piezometría del acuífero Mioceno indica un flujo convergente a hacia la laguna. Los niveles de la salmuera de los enclaves señalan un sentido local de flujo hacia la laguna 32 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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y otro regional de sentido Noroeste a Sureste hacia la vecina cuenca del Guadalhorce. En el entorno de la laguna, la piezometría y los ensayos de dilución indicaron flujos ascendentes. Estudios isotópicos Isótopos estables en salmueras (TSD >50 g/L): evaporación, salinidad y génesis Los análisis de δ18O, δD y TSD (Figs. 3 y 4) muestran que las salmueras de los enclaves en la cuenca alta y media y de los manantiales kársticos hipersalinos de la cuenca del río Guadalhorce no están evaporadas. La salmuera somera del entorno de la laguna define una línea de evaporación desde la más hasta la menos evaporada, situadas en los extremos noreste y suroeste de la laguna, respectivamente. En ambas figuras se aprecia que tanto las salmueras someras y las aguas superficiales tienen una dispersión baja y una tendencia claramente definida, pero con pendientes diferentes, posiblemente debido al diferente impacto del proceso de concentración-evaporativa en las respectivas génesis de ambas salmueras reflejando la existencia de otros aportes. La salmuera profunda del entorno de la laguna está tan evaporada como la salmuera somera más evaporada, pero el TSD son diferentes. La salmuera profunda es más salina que la somera, pero, a su vez, es menos salina que la salmuera de los enclaves. La salmuera de los enclaves acorde al δ18O y al δD no está evaporada, por lo que su salinidad podría ser originada por procesos de disolución de rocas evaporíticas. Esto sugeriría que los enclaves de salmuera estarían relacionados con el sistema kárstico hipersalino desarrollado en el CCS.

Figura 3. Relación δ18O-δD

Figura 4. Relación TSD-δ18O

Isótopos estables, δ18O: Identificación de una zona de recarga plausible El modelo de regresión múltiple (2) que describe la evolución espacial de δ 18O en precipitación en la España peninsular durante la estación húmeda ha permitido identificar las condiciones climático-geográficas plausibles de recarga de los distintos subsistemas de flujo del sistema hidrogeológico de la laguna, así se observa:  El modelo conceptual del sistema hidrogeológico supone que el sistema kárstico hipersalino del CCS (enclaves de salmuera) se recarga en los grandes bloques carbonatados que conforman las sierras regionales. (Fig. 5.a).  Las aguas del acuífero mioceno han sufrido evaporación debido a la recirculación del agua de riego, resultando de ello un enriquecimiento en algo más del 1 0/00 del contenido de δ18O (Heredia et al op. cit.). Bajo esta consideración es plausible que la recarga del acuífero se produzca donde aflora y en los bloques carbonatados de las sierras de Mollina y Humilladero (Fig. 5.b).  El agua salobre de la matriz margo yesífera del CCS es mezcla entre la salmuera del sistema kárstico hipersalino y el agua evaporada del acuífero mioceno, situados a muro y techo de la matriz, respectivamente. El tercio más ligero de las aguas 33 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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muestreadas, que corresponde a las tomas más profundas, está dentro del rango de δ18O de las aguas de recarga que corresponden al sistema kárstico (Fig. 5.c). Los bloques carbonatados de las sierras se hayan afectados por fuertes bombeos de abastecimiento que generaron una inversión sectorial del flujo natural, mezclándose las aguas locales y otras más evaporadas procedentes del acuífero mioceno. Así sólo las aguas del sector Oeste de la sierra de Mollina, que se hayan poco afectadas por los bombeos, poseen unos valores de δ18O dentro del rango de las condiciones geográfico-climáticas locales plausibles de recarga(Fig. 5.d). a.

b.

Cotas de afloramientos

Condiciones climáticogeográficas plausibles

Cotas de afloramientos 450

1400

c.

410

d.

Cotas de afloramientos

Cotas de afloramientos

Condiciones climáticogeográficas plausibles

410

798

Condiciones climáticogeográficas plausibles

1400

450

798

Figura 5. Condiciones climático-geográficas plausibles de recarga en los ambientes hidrogeológicos.

Isótopos radioactivos: Datación La datación mediante 14C se calculó realizando la corrección de 13C mediante el modelo Mook (2001). También se analizó el contenido de Tritio, que permitió realizar valoraciones cualitativas sobre la presencia de aguas modernas (edad < 40-50 años). Las aguas modernas no se dataron. Así, se observó (Fig. 6) en:  El bloque carbonatado de la sierra de Humilladero existe una mezcla de aguas modernas y antiguas, causado por los fuertes bombeos para abastecimiento urbano que se realizan en las mismas.  El acuífero mioceno son todas aguas modernas.  La matriz margo-yesífera de CCS, en un pozo profundo situado en la cuenca superior, sus aguas salobres carecían de Tritio y se dataron en 700 años.  Las salmueras someras del entorno de la laguna en su extremo norte son los más antiguos de la cuenca (29.300 años), datándose otras salmueras entre 21.500 años y 850 años. Este amplio rango es propio de zonas de descarga donde concurren varios sistemas con dinámica diferente. 34 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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 

Las salmueras profundas del entorno de la laguna se dataron en su extremo norte en 24.000 años y en su extremo sureste en 14.000 años. Los enclaves de salmueras (sistema kárstico del CCS) se dataron al norte de la laguna en la cuenca alta y en la media en 800 años y 2.100 años, respectivamente y en su divisoria de aguas sur -límite con la cuenca del Guadalhorce- en 7.300 años. Esto es coherente con el análisis hidrodinámico que indicaba una circulación regional hacia la cuenca del Guadalhorce en el sur y una descarga regional en la laguna.

Figura 6. Datación de aguas y salmueras con radiocarbono (modificado de Google Earth)

Modelo Conceptual La circulación del agua subterránea se caracteriza por un sistema estratificado de flujo debido a un marcado contraste entre las densidades del agua dulce, agua salobre y salmuera. Los bloques calizos de las sierras y el acuífero mioceno se recargan en la cuenca y descargan en la laguna y el tiempo de residencia de sus aguas es corto (meses-años). El sistema kárstico hipersalino del CCS (enclaves de salmueras) se recargan a escala regional en las grandes sierras carbonatadas y descargan en la laguna a escala local y en los manantiales hipersalinos de la cuenca del río Guadalhorce a escala regional. El tiempo de residencia de estas salmueras es largo (miles de años). La matriz margo-yesífera del CCS que confina al sistema kárstico presenta una mezcla entre el agua dulce del acuífero y la salmuera del sistema kárstico (Fig. 7).

Figure 7. Modelo conceptual del sistema hidrogeológico de la laguna de Fuente de Piedra

35 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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CONCLUSIONES En los estudios previos: los geofísicos identificaron los enclaves de salmueras en la cuenca media y alta de la laguna de Fuente de Piedra; los hidroquímicos definieron familias de aguas y salmueras y mostraron la similitud entre las salmueras de los enclaves de la cuenca y la de los manantiales kársticos hipesalinos de la vecina cuenca del Guadalehorce y los hidrodinámicos caracterizaron flujos ascendentes en el entorno de la laguna. Los isótopos estables (18O, D) en conjunto con el TSD permitieron discriminar la diferente génesis de la salmuera somera y profunda del entorno de la laguna y la salmuera de los enclaves. El modelado de la distribución espacial del δ 18O en precipitación posibilitó caracterizar las zonas de recarga del acuífero Mioceno, el bloque carbonatado de Humilladero, la salmuera de los enclaves y la matriz del CCS. Los isótopos radioactivos ( 14C, T) permitieron datar las aguas del acuífero y los bloques y las salmueras de la cuenca. Los isótopos ambientales fueron indispensables para definir con mayor detalle y de forma consistente el nuevo modelo conceptual de este complejo sistema hidrogeológico. El modelo indica que dos sistemas de flujo descargan en la laguna: el acuífero Mioceno y los bloques carbonatados (agua dulce, recarga local, cortos tiempos de residencia) y el sistema kárstico hipersalino del CCS (salmuera, recarga regional, grandes tiempos de residencia). En los últimos diez años se había planteado la posibilidad de ocurrencia de esta conceptualización. AGRADECIMIENTOS Al personal de la R.N. de Laguna de Fuente de Piedra por toda su ayuda. Al Laboratorio de Hidrología Isotópica del CEDEX. A Luis Araguás investigador del IAEA. A los investigadores y técnicos del IGME Juan Antonio López-Geta, Félix Rubio, Pedro Ibarra, Antonio Martínez, Fernando Ruiz, Diego Martín Sosa, Almudena de la Losa, Agustín González, Ángel Cañamero (†), José María Llorente y Patrizia Burdino, quienes con su esfuerzo han contribuido a desarrollar este trabajo. Al revisor que con sus observaciones ha contribuido a mejorar la exposición del trabajo presentado. REFERENCIAS Alcalá, F.J. y Custodio, E., 2008. Using the Cl/Br ratio as a tracer to identify the origin of salinity in aquifers in Spain and Portugal. J. of Hydrology, 359, 189-207. Benavente J, Rodríguez M, Almecija C. 2003. Aguas subterráneas salinas en el entorno de la laguna de Fuente de Piedra: revisión, interrogantes y datos experimentales. II International Conference on Technology Seawater Intrusion in Coastal Aquifer, II TIAC. Alicante, Spain Durán JJ, García de Domingo A, López Geta JA, Robledo P y Soria JM, 2002. Humedales del litoral mediterráneo español: modelos geológicos e hidrogeológicos. Ed. IGME. Madrid, Spain. Craig, H. 1961. Isotopic variations in meteoric waters. Science, New Series, 133(3465), 1702-1703 Heredia, J; Araguás, L. y Ruiz, J., 2004. Delineation of groundwater dynamics and flow patterns under variable density conditions: case of the subsurface brine of Fuente de Piedra (Spain). 18th Salt Water Intrusion Meeting. Eds. Araguás, Custodio & Manzano. Cartagena, Spain. Heredia, J., E. Pardo, J. Rodríguez, S. Castaño, M. F. Díaz, J. Capilla, A. Prado y L. Bardasano, 18 2013. Identification of spatial models of δ O in precipitation of the wet season over Spain using genetic algorithms. Pardo, Guardiola, Heredia, Moreno, Durán & Vargas (eds.), Mathematic of Planet Earth. Ed. SPRINGER, German. IGME, 2009. Caracterización hidrogeológica y modelo conceptual de un sistema de flujo con densidad variable: Sistema Hidrogeológico de la laguna de Fuente de Piedra. Ed. IGME. Madrid, Spain Kendall, C. y J. Mc Donnel, 2003. Isotope tracers in catchment hydrology. Ed. Elsevier, Netherlands. Kohfahl C, Rodríguez M, Fenk C, Menz C, Pekdeger A, Benavente J, Hubberten H, Meyer H, Knappe A, López Geta JA, 2008. Characterising flow regime and interrelation between surface water and groundwater in a salt lake basin by means of stable isotopes, hydrogeochemical and hydraulic data. J Hydr.; 351: 170-187 Montalván, F.J., J. Heredia y F.J. Elorza, 2012. Hydrochemical and isotopic characterization and the use of natural tracers for the flowing pattern conceptualization in a hypersaline hydrogeological system: Fuente de Piedra (Spain). 6 th WWF-CHF: Ressources et gestion des aquifères littoraux. Cassis, France.

36 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Mook, W.G., 2001. Environmental isotopes in the Hydrological cycle.Principles and aplications. Vienna (Austria): IAEA; 2013. (Tech. Doc. in Hydrology, nº 39). Rodriguez M, Benavente J, Moral, F., 2005. High density groundwater flow, major-ion Chemistry and field experiments in a closed basin: Fuente de Piedra lake (Spain). Am J Env Sc., 1: 164-171. Ruiz, J.M., Heredia, J. y G. de Domingo, A., 2007. Characterization of subsurface brines in Fuente de Piedra lake hydrogelogical system (Spain) by hydogeochemical and geophysical techniques. XXXV IAH Congress. Portugal;

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BALANCE HÍDRICO BASADO EN LA TELEDETECCIÓN DEL SALAR DE PIPANACO, NOROESTE DE ARGENTINA. Marcos N. N. Rodríguez 1, Esteban G. Jobbágy 2, Esteban Tálamo 1,3 1

CONHIDRO S.R.L. Tomás Vergara, 1556 – 4700, San Fernando del Valle de Catamarca. Argentina. +54 383 4050020 - [email protected] 2 Grupo de Estudios Ambientales – IMASL, Universidad Nacional de San Luis/CONICET, Ejercito de Los Andes 950 - D5700HHW, San Luis – Argentina - +54 0266 4520300 3 Cátedra de Hidrogeología, Universidad Nacional de Catamarca, Esquiú 799 - 4700, S.F.V. de Catamarca – Argentina - +54 0383-4424099

Resumen La cuenca del Salar de Pipanaco, noroeste de Argentina, posee un clima hiperárido en el centro hasta subhúmedo en las cumbres, incluyendo las ecoregiones del Monte, Chaco Serrano y Prepuna. La producción de olivos bajo riego presurizado nuclea las actividades económicas junto a la ganadería extensiva y la agroindustria. Los poblados del piedemonte utilizan agua superficial para sus actividades, mientras que el sector agropecuario se abastece de agua subterránea a través de perforaciones que evidenciaron descensos piezométricos. Nuestro objetivo fue establecer las funciones de entrada y salida de agua del sistema hidrológico, en particular del subterráneo, y comprender el rol de la vegetación durante los procesos actuantes. Para ello se estableció una relación entre la precipitación y la evapotranspiración a partir del uso de índices verdes, se aplicó la ecuación de predicción (R2 = 0.99) de la ET y se estimó la magnitud del bombeo e infiltración profunda a través de balances hídricos mensuales. El bosque y pastizal montano mixto evapotranspira el 49-88% de la precipitación local, resultando un aporte de 884 Hm 3*año-1. El riego en las fincas suburbanas ocupa el 0-15% precipitado en la montaña. Entre el 0-3% componen el agua extra evapotranspirada por freatofitas en los conos aluviales y la bajada del piedemonte hasta la salina. La ecorregión Monte evapotranspira la totalidad de las lluvias locales y el 04% de excesos totales, resultando una infiltración profunda del 12-51%. El caudal bombeado para riego aumentó hasta el año 2006, se estabilizó hasta el 2010 y descendió levemente desde 2011, promediando los 138 Hm 3*año-1. El mismo excede la recarga frente a PománSiján, resultando una piezometría observada de 1 m*año-1. Palabras claves: Teledetección, índice verde, balance hídrico, Salar de Pipanaco.

Abstract The basin Salar de Pipanaco, northwestern Argentina, has a hyper-arid climate in the center to sub-humid at summits, including the ecoregions: Monte, Chaco Serrano and Prepuna. Olive production under pressurized irrigation gathers the economic activities along ranching and agribusiness. Piedmont villages using surface water for their activities, while the agricultural sector is supplied by groundwater through boreholes, which water table showed declines. Our goal was to establish the functions of input and output water of the water system, particularely groundwater, and understand the role of vegetation in the acting process. This requires a relationship between precipitation and evapotranspiration from the use of green indices were established, the prediction equation (R 2 = 0.99 ) of the ET was applied and the magnitude of pumping and deep infiltration was estimated through monthly water balances. The forest and grassland montane mixed evapotranspires the 49-88% of local rainfall, resulting in a contribution of 884 Hm 3*yr-1. Irrigation in suburban’s farms occupies 0-15% precipitate on the mountain. Between 0-3% up extra water evapotranspired by phreatophytes in alluvial cones and down the foothills to the saline. The Monte ecoregion evapotranspires all local rainfall and 0-4% of total excesses, resulting in a deep infiltration of 12-51%. The irrigation pump flow increased until 2007, stabilized until 2010 and dropped slightly since 2011, averaging 138 Hm 3*yr-1. It exceeds recharge against Pomán-Siján, resulting in an obvserved piezometry 1 m*year-1. Keywords: Remote sensing, vegetation index, water balance, Salar de Pipanaco.

38 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS En cuencas áridas y semiáridas, los ecosistemas presentan una rápida respuesta de su productividad ante los eventos de humedad, generalmente representados por las precipitaciones. Sin embargo, los valles áridos están influenciados por los excesos de las zonas montañosas. Esto sugiere la existencia de ecosistemas que utilizan el agua de la lluvia local y de aportes laterales, como la región de Punyab en India y Paquistán y las zonas de riego de San Juan-Mendoza en Argentina. Otra parte del agua de montaña es transportada por acuíferos, como en la Gran Cuenca Artesiana de Australia (revisión de Contreras et al., 2011) y el Salar de Pipanaco (CONHIDRO-IHLLA-DPHyERH, 2013 y 2015), al noroeste de Argentina, los cuales soportan oasis naturales y antrópicos. Los ecosistemas dependientes del agua extra a la precipitación son objeto de nuevos estudios, sin embargo, no han sido bien cuantificadas las interacciones con el riego, pudiendo impactar local o regionalmente en el balance hídrico y productividad primaria, enfrentando entre si zonas regadas, industriales, poblaciones o la conservación de la biodiversidad, siendo muy sensibles las zonas áridas, como el mar de Aral (Contreras et al., 2011). La evapotranspiración (ET) constituye el componente más importante del balance hídrico en las regiones secas, y la teledetección una herramienta adecuada para describirla. Por ello, presentamos un modelo adecuado para zonas áridas y semiáridas, basado en la relación lineal entre la ET y la precipitación local a través de imágenes satelitales y un enfoque ecológico, de bajo costo, mantenimiento e incertidumbre en la representación espacial (Contreras et al, 2011 y sus referencias). Nuestro objetivo fue establecer las funciones de entrada y salida de agua del sistema hidrológico, en particular del subterráneo, y comprender el rol de la vegetación natural e implantada durante los procesos de evapotranspiración, escurrimiento, infiltración y bombeo a través de información satelital. Con ello se pretende aportar mediante un balance hídrico, información útil para la gestión sostenible del recurso agua en el territorio. METODOLOGIA Este trabajo se construyó complementando un modelo conceptual hidrogeológico, hidrogeoquímico e isotópico de la cuenca (CONHIDRO-IHLLA-DPHyERH, 2013 y 2015), elaborando un balance hídrico. Para ello se contabilizaron las precipitaciones, aforos de los ríos, un censo de perforaciones y se estimó la evapotranspiración satelitalmente mediante el índice de vegetación mejorado (EVI) (http://daac.ornl.gov/), de acuerdo a Contreras et al., (2011). Ellos establecen que entre el EVI y la precipitación media anual (PMA) local existe una relación lineal, donde la vegetación utiliza exclusivamente la precipitación local (PMA = ET) sin aportes laterales y se encuentra en equilibrio hidrológico a largo plazo. Las anomalías del EVI (aEVI) y de la evapotranspiración (aET) negativas se consideran excesos que drenan o evaporan, y las positivas fuentes de aguas externas a la precipitación local que contribuyen a formar biomasa verde definidas por el EVI a través de imágenes satelitales. Los resultados de la aET fueron testeados estadísticamente con un análisis de la varianza (ANOVA) para agrupar los tipos de vegetación de acuerdo a sus valores medios y un test de Bonferroni para evaluar las diferencias entre ellos. Región de estudio El área analizada fue la cuenca del Salar de Pipanaco, ubicada dentro de las Sierras Pampeanas al noroeste de Argentina. Es una depresión de origen tectónico (700 msnm) con un área aproximada de 12.200 km², rodeada por cordones montañosos de hasta 5400 msnm (CONHIDRO-IHLLA-DPHyERH, 2013). Su población proyectada a 2015 fue de 88.000 habitantes, con el 54% de residencia urbana (INDEC, 2010). La producción de olivos bajo riego presurizado nuclea las actividades económicas junto a la ganadería extensiva y la agroindustria. Los poblados del piedemonte utilizan casi la totalidad del caudal base superficial proveniente de las montañas para sus actividades, incluyendo el riego de nogales y otros frutos en la zona periurbana. El sector rural, ubicado en la bajada hacia la salina, se 39 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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abastece de agua subterránea a través de perforaciones para el riego de olivos, jojoba y vid con descensos piezométricos significativos en los últimos años. Algunos puestos de campesinos se encuentran en el oasis que rodea a la salina, base del sistema (CONHIDROIHLLA-DPHyERH, 2013 y 2015). El clima de la cuenca se caracteriza por un marcado efecto orográfico al este y al oeste, resultando un clima hiperárido en el centro, semiárido en los faldeos hasta subhúmedo en las cumbres y quebradas, con una temperatura media anual de 18 ± 7 °C. La evapotranspiración potencial (ETP) en la zona de Villa Mazán - Aimogasta fue de 1758-1850 mm*año-1. Las precipitaciones del tipo estival, torrencial y localizadas, varían entre 500*año-1 en las sierras, decrecientes hacia el sur y oeste. Las ecorregiones representadas en el área son el Monte en la depresión central rodenado la salina (700 msnm), con presencia de freatofitas dominadas por Prosopis sp; el ecotono Monte Espinoso en los conos aluviales ( 2010b, MODIS Land Quality Assessment, Goddard Space Flight Center: Greenbelt, Maryland, EUA, disponible en http://modis-250m.nascom.nasa. gov/cgibin/QA_WWW/newPage.cgi?fileName=modland_guide Thornthwaite, C., 1948. An approach toward a rational classification of climate. Geog. Review. 38: 55-94. Villagra, P., Giordano, C., Alvarez, J., Cavagnaro, J., Guevara, A., Sartor, C, Passera,C. y Greco,S., 2011. Ser planta en el desierto: estrategias de uso de agua y resistencia al estrés hídrico en el Monte Central de Argentina. Ecol. Austral, vol.21, n.1, pp. 29-42.

182 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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ANÁLISIS DE LA EVOLUCIÓN DE LA SUPERFICIE PIEZOMÉTRICA DE CAMPO EL ARENAL MEDIANTE LA APLICACIÓN DE SIG 1, 2

Ríos, Gimena; 1Achá, Elisa; 1, 3Luna, María

1

Facultad de Tecnología y Ciencias Aplicadas, Universidad Nacional de Catamarca. Maximio Victoria 55, 4700 Catamarca, Argentina. Tel: [email protected] 2 Dirección Provincial de Hidrología y Evaluación de Recursos Hídricos. Av. Belgrano Nº 1494 Pabellón N°8 C.A.P.E. 4700 Catamarca, Argentina. 3 Instituto Gulich del Centro Espacial Teófilo Tabanera, Comisión Nacional de Actividades Espaciales. Ruta 645 Km. 8, 5187 Córdoba, Argentina. Tel: 03547 400000

Resumen La aplicación del Sistema de Información Geográfico (SIG) a la gestión hidrogeológica surge como parte de las actividades necesarias para actualizar el Modelo Numérico de la Cuenca de Campo El Arenal, Santa María, Provincia de Catamarca. Con el objetivo de optimizar la gestión de la información hidrogeológica se empleó como SIG el software ArcGis 9.0, el cual permite, no sólo generar cartas temáticas, sino además analizar, gestionar y realizar consultas a través de las mismas. Primeramente se evaluó la calidad de los datos, para luego ordenar, editar y procesar los antecedentes, e incorporar información actualizada de niveles de agua proporcionados por la Dirección Provincial de Hidrología. Así mismo se consideró información y otros datos recabados por dicho organismo, por la empresa minera que explota el agua subterránea del área de estudio y de otras que realizan trabajos de exploración. Como conclusión la aplicación de este SIG permitió obtener las distintas cartas temáticas necesarias para representar la evolución de superficie piezométrica y mostrar el comportamiento hidrogeológico del acuífero frente a la acción de bombeo en el área de estudio. Palabras claves: Niveles de agua, Superficie piezométrica, SIG, Campo El Arenal.

Abstract Application of Geographic Information System (GIS) hydrogeological comes as part of management necessary to update the Numerical Model Basin Campo El Arenal, Santa Maria, Catamarca Province activities. In order to optimize the management of hydrogeological information it was used as ArcGis GIS 9.0 software, which allows not only generate thematic maps, but also analyze, manage and consult through them. First, the data quality was assessed and then sort, edit and process records, and incorporate updated water levels provided by the Hidrology Provincial Department. It also collected information and data were considered therefore that agency by the mining company that, exploiting groundwater in the study area and others doing exploration work. In conclusion, the application of this GIS allowed to obtain different thematic maps needed to represent the evolution of piezometric surface and show the hydrogeological behavior of the aquifer against heavy pumping action in the study area. Keywords: Water levels, Piezometric surface, GIS, Campo El Arenal.

183 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS La Cuenca de Campo El Arenal se encuentra ubicada al suroeste del departamento Santa María, de la provincia de Catamarca, República Argentina. (Figura 1).

Figura 1. Ubicación del área de estudio.

Es una amplia depresión intermontana de origen tectónico situada en la provincia geológica de Sierras Pampeanas (González Bonorino, 1950b). Esta fue rellenada por sedimentos continentales del Terciario y del Cuaternario, abarcando estos últimos el periodo comprendido entre el Pleistoceno, en su porción inferior, hasta el Holoceno y Reciente, en su techo (Merea Llanos, 1980). En estos últimos se incluyen depósitos de arenas eólicas que cubren gran parte de la cuenca y disimulan sus rasgos geológicos, geomorfológicos y estructurales, que junto a la disposición de los cordones montañosos que la rodean hacen de ésta un ámbito difícil de estudiar (Rodríguez & Gianni, 2010). La explotación del acuífero de Campo El Arenal, por un periodo de diecinueve años, ha sido aprovechada para profundizar sobre el conocimiento del mismo. De esta manera se perforaron pozos de monitoreo y se efectuaron diversos modelos numéricos, entre ellos los realizados para el Gobierno de la provincia de Catamarca: el primero llevado a cabo por el Centro Regional de Aguas Subterráneas (CRAS), (Victoria, García, & Rodríguez, 1998) y el segundo por el Instituto Nacional del Agua (INA) a través del CRAS (Victoria & Luna, 2010). La aplicación del Sistema de Información Geográfico (SIG) a la gestión hidrogeológica surge como parte de las actividades necesarias para actualizar el Modelo Numérico de la Cuenca de Campo El Arenal, Santa María, Provincia de Catamarca. Por ello se aplicaron las herramientas de SIG a los datos de monitoreo permanente de los niveles de agua del campo de bombeo de Minera Alumbrera (MAA), quien explota el recurso para su actividad, y en el área de influencia del mismo. Esta información fue generada por la mencionada empresa, Minera Agua Rica (MAR) y la Dirección Provincial de Hidrología y 184 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Evaluación de Recursos Hídricos (DPHyERH). En base a esta fue posible obtener una representación gráfica de la evolución de la superficie piezométrica, siguiendo los criterios de Custodio y Llamas (Custodio & Llamas, 1976). El objetivo del presente trabajo es obtener, mediante la ayuda del SIG ArcGis 9.0, la carta temática de curvas equipotenciales para distintos momentos de la explotación del acuífero de Campo El Arenal y visualizar su evolución. METODOLOGÍA Para el presente trabajo se emplearon datos de monitoreo de niveles de la DPHyERH periodo 2011 a 2014, (Nieto, 2011); de Minera Agua Rica periodo 1999 a 2014 (Minera Agua Rica, LLC, 2015) y de Minera Alumbrera periodo 1997 a 2014 (Minera Alumbrera, Ltd., 2014). En primera instancia se recopilaron y ordenaron los datos de los pozos monitoreados en planillas de cálculo, a partir de donde se analizó la calidad y la representatividad de los mismos, comparando datos tales como coordenadas de ubicación de pozos, cotas (Solohaga, 2015), descripción litológica y perfiles constructivos. A partir de este análisis se seleccionaron los momentos a cartografiar, en base a la continuidad y representatividad de los datos, definiendo los años: 1997, por el inicio de explotación del acuífero (Figura 2); 2009, por la ejecución de la campaña más importante de exploración (Figura 3); y 2014, ya que representa el último año de datos recopilados (Figura 4) por lo tanto, los momentos inicial, intermedio y actual, respectivamente.

Figura 2. Curvas isopiezas estado inicial 1997.

Para generar la cartografía base se empleó una imagen Landsat OLI 8 que data del periodo veintitrés de agosto de dos mil quince. Se procesó en las instalaciones de Comisión Nacional de Actividades Espaciales (CONAE) a través del software ENVI utilizando la 185 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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combinación de bandas 5-4-3 color infrarrojo, destacando zonas de vegetación y zonas de humedad. Además fue georreferenciada y corregida espectralmente. Una vez uniformizada la base de datos, se importaron a ArcMap (ArcGIS 9.0) y se obtuvieron las curvas que representan las superficies equipotenciales del acuífero para los distintos momentos, mediante interpolación de cotas piezométricas. Dado que este programa permite editar las curvas, se ajustaron las mismas acorde a la litología, estructuras geológicas, zonas de evapotranspiración y cursos de agua superficiales. En base a las isopiezas obtenidas, se pudo graficar las direcciones del flujo de agua subterránea. RESULTADOS, ANÁLISIS Y DISCUSIÓN Como resultado se obtuvieron tres (3) cartas temáticas, una para cada momento, inicial, intermedio y actual. A partir de estas se observa que: Para el año1997, los pozos de monitoreo existentes son escasos y se encuentran muy distantes entre sí. Aun así en esta situación las isopiezas obtenidas permiten diferenciar, de manera general: (i) un área de aporte, situada en el cuadrante sureste del área de estudio, tomando de referencia al pozo de monitoreo CA1, (ii) por las líneas de flujo se observa que el aporte se dirige hacia el centro de la cuenca, a la zona de evapotranspiración, y hacia el campo de pozos de bombeo de MAA; (iii) desde el paraje Potrerillos y los pozos de bombeo, el flujo demuestra una salida hacia Las Cuevas-Los Nacimientos. Puede considerarse a este estado como nivel de base, indicando las condiciones previas a la explotación del acuífero a través de un campo de pozos de bombeo.

Figura 3. Curvas isopiezas estado intermedio 2009.

186 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Para el año 2009, con el incremento de pozos de monitoreo y un bombeo de 12 años, se puede apreciar mejor los niveles de agua en los distintos sectores de la cuenca, diferenciando el efecto del campo de bombeo con la inflexión de la isopieza de 2220 msnm. La mayor densidad de curvas obtenidas es un efecto de mayor información interpolada, pero considerando las profundidades en los extremos (zonas de aporte) puede considerarse que se produjo, en el lapso de 12 años, un incremento de los niveles hacia el cuadrante noroeste. En este momento, el área de aporte principal (cuadrante sureste) aporta a la zona de evapotranspiración, al campo de bombeo y al curso del río Santa María. Con la cantidad de información considerada para este período, se puede también observar que hay otra zona de aporte, proveniente del cuadrante noroeste y que aporta también a la zona de evapotranspiración y posee salida a Las Cuevas-Los Nacimientos. La inflexión en la curva 2220 msnm se debe a la presencia del pozo de monitoreo ARM 8A, el cual no se encontraba para el estado inicial. En el estado final, para el año 2014, con 5 años más de bombeo, se observa un leve cambio por aumento en la apertura de la isopieza 2220 msnm y también en la de 2210 y 2200 msnm generando hacia la salida a Las Cuevas-Los Nacimientos una disminución de la separación de las curvas, lo que se debe al aumento del gradiente hidráulico. Las zonas de aporte y salida coinciden con la situación del 2009, sin cambios.

Figura 4. Curvas isopiezas estado final 2014.

CONCLUSIONES La aplicación de este SIG permitió obtener las distintas cartas temáticas necesarias para representar la evolución de superficie piezométrica y mostrar el comportamiento hidrogeológico del acuífero frente a la acción de bombeo intensivo en el área de estudio, demostrando que éste influye solamente en el sector suroeste de la cuenca y no afecta el nivel del agua de las zonas de aporte. 187 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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La implementación de campañas de monitoreo para el relevamientos de datos de niveles de agua y las campañas de exploración de subsuelo son un recurso indispensable para realizar este tipo de trabajos. Con esta información es posible: actualizar los modelos numéricos realizados y comprobar y validar sus predicciones o refutar y generar nuevos conocimientos. REFERENCIAS Custodio, E. y Llamas, M., 1976. Hidrología Subterránea. Ediciones Omega. Platón 26 Barcelona 6. 2 tomos. 1154pp. González Bonorino, F., 1950b. Geología y petrografía de las Hojas 12d (Capillitas) y 13d (Andalgalá). Boletín del Servicio Nacional Minero Geológico 70: 100 p. Buenos Aires. Merea Llanos, A., 1980. Geología y Prospección Hidrogeológica de la Zona Sur del Campo del Arenal Provincia de Catamarca. Asociación Geológica Argentina, XXXV (4), 453-459. Minera Alumbrera, Ltd., 2014. Información Técnica de Pozos Campo del Arenal. Contenido: Perfiles de perforaciones. Datos topográficos, Caudales de bombeo, Datos de niveles de agua, Datos de ensayos de bombeo, Datos de aforos. Minera Agua Rica, LLC., 2015. Información de los Programas de Monitoreo en Campo Arenal y Cazadero período 2010-2014: Niveles piezométricos; Caudales de ríos y Datos químicos de aguas subterráneas. Nieto, R., 2011. Programa de Monitoreo de Niveles (PM-N) Cuenca Campo del Arenal. Dirección de Hidrología y Evaluación de Recursos Hídricos. Rodríguez, J. y Gianni, R., 2010. Estudio hidrogeológico en Campo del Arenal provincia de Catamarca. Informe final del estudio. Capítulo I: hidrogeología general. INA-CRAS. IT-288. Solohaga, C. 2015. Relevamiento Planialtimétrico en Campo El Arenal, Santa María Catamarca. Dirección Provincial de Hidrología y Evaluación de Recursos Hídricos. Victoria, J., García, E. y Rodríguez, R., 1998. Evaluación Hidrogeológica del Campo del Arenal. Hidrología Subterránea y Características Químicas del Agua Superficial y Subterránea. Departamento Santa María. Provincia de Catamarca. INA. IT- 189. Victoria, J. y Luna, P., 2010. Estudio Hidrogeológico en Campo del Arenal Provincia de Catamarca. Informe Final del Estudio. Capítulo VI: Modelo de Simulación y Predicción. INA-CRAS. IT-291.

188 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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CARACTERIZACIÓN HIDROQUIMICA DEL MANANTIAL AGUA DE TORRES, LA HUMADA, LA PAMPA Morales, Luis (1); Schulz, Carlos (1) y Dalmaso, María Gabriela (1) 1)

Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de La Pampa Av. Uruguay 151, Santa Rosa, La Pampa. Email: [email protected]

Resumen En el oeste de la provincia de La Pampa los recursos hídricos superficiales, subterráneos o pluviales, son de vital importancia, debido a que se trata de una zona árida, con altos déficits hídricos, sobre todo en la estación estival. En este contexto cobra especial relevancia el manantial Agua de Torres, del que se obtiene agua para diversos usos. El mismo se encuentra en la meseta de Chicalco. El trabajo tuvo por objetivo realizar una caracterización hidrológica general del sistema acuífero, que permita continuar aprovechando el recurso y mejorar su eficiencia, no solo para consumo humano sino también para diferentes actividades productivas. Para ello se realizaron mediciones “in situ” de pH, conductividad y niveles piezométricos y se colectaron muestras para analizar en laboratorio iones mayoritarios, sólidos disueltos totales, dureza total, alcalinidad, nitrato y flúor. En cuanto a la caracterización hidroquímica se determinó que las muestras corresponden a la facie sulfatada-sódica. De acuerdo al mapa piezométrico resultante se comprobó que el sentido general del flujo subterráneo es en dirección NO-SE acompañando la topografía de la región. La calidad del agua en la zona de estudio presenta valores aceptables para el consumo humano, con excepción del sulfato y sodio que muestran valores superiores a los permitidos por la legislación vigente. En general, el resto los tenores salinos son bajos para todo el ámbito de la Meseta. La importancia de este estudio radica en que no se había realizado anteriormente en la zona un análisis detallado respecto a la aptitud del agua del manantial, lo cual impedía fundamentalmente la planificación del uso de este recurso. Palabras claves: agua subterránea, caracterización hidrológica, manantial, La Pampa.

Abstract In the west of the province of La Pampa, groundwater, surface or storm water are vitally important because it is an arid area with high water deficits, especially in the summer season. In this context, the source called “Agua de Torres” it is particularly relevant, because is obtained for various uses. The same is in the Chicalco plateau. The objective of this study is to give a general hydrological characterization of the aquifer system enabling continue to leverage the resource and improve efficiency, not only for human consumption but for different productive activities. For this, were made measurements "in situ" of pH, conductivity and piezometric levels, and were collected samples for laboratory analysis of major ions, total dissolved solids, total hardness, alkalinity, nitrate and fluoride. For the hydrochemical characterization it was determined that the samples correspond to the type sulfated-sodium. According to the piezometric map it was found that the general direction of groundwater flow is NW-SE, same as the topography direction of the region. The water quality in the study area presents acceptable values for human consume, with the exception of sulfate and sodium, which show higher values than permitted by the actual securities legislation. Overall, saline values are low for the entire region. The importance of this study is that this area has not previously studies about the aptitude of the water of this source, which essentially prevented use planning of this resource. Keywords: groundwater, hydrological characterization, source, La Pampa.

189 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Los recursos hídricos superficiales, subterráneos o pluviales, son de vital importancia para la provincia de La Pampa y más aún en el extremo oeste donde la carencia de cursos de agua superficiales, la escasez de precipitaciones y la presencia de vientos constantes durante el año, caracterizan a la zona como árida y limita el desarrollo de actividades productivas. En este sentido, una de las zonas que reviste gran importancia en la región, es el manantial Agua de Torres, que se presenta como vertiente de régimen permanente, con características de un simple afloramiento del nivel freático del área y con buena calidad hidroquímica como fuente de agua potable. Este manantial es utilizado para el consumo humano, ganadero y para riego de escasa extensión, por los pobladores del lugar. Por tal motivo, se estudiaron las características hidrológicas e hidrogeológicas generales del área, y en particular, las hidroquímicas, lo que contribuye a un mejor conocimiento del recurso y optimizar su aprovechamiento. Los aspectos geológicos, geomorfológicos, hidrogeológicos e hidroquímicos del área y la región han sido estudiados, entre otros, por Cuello (1968); Giai (1975); Malán (1978); Baez y Wingeyer (1980); Calmels (1996); Schulz et al. (1998); Hernández Bocquet, (2009) y Secretaría de Recursos Hídricos de la provincia de La Pampa (2014). El clima de la región puede definirse como templado, continental y árido, estando considerablemente afectado por su relativamente elevada posición altimétrica. Los suelos están afectados por dicho clima, no presentando desarrollo genético. Su perfil es del tipo C1-C2 en discordancia abrupta hacia una costra calcárea (tosca). Tienen régimen de humedad arídico y de temperatura térmico próximo al mésico. La textura es arenosa fina con 85 % de fracción arena (Cano et al.,1980). El pronunciado déficit hídrico que caracteriza el área, que puede estimarse en el orden de los 500 mm/año, constituye el mayor limitante (Rodríguez Diez, 1976). La evapotranspiración disminuye mucho en invierno y aumenta considerablemente en verano. La humedad relativa atmosférica es mayor en el periodo invernal como consecuencia de las bajas temperaturas (Cano et al.,1980). La precipitación media anual es del orden de los 300 mm, con cierta concentración en primavera, verano y principio de otoño, es decir que las lluvias siguen en gran medida los requerimientos de evapotranspiración. En invierno ocurren normalmente nevadas de cierta significación. De acuerdo con los datos registrados en La Humada la temperatura media anual es de 14,2°C, con una amplitud térmica media anual del orden de 12,9°C (enero 20,8°; julio 7,9°C), aunque se registran temperaturas absolutas que van desde 38,7°C sobre cero hasta 15,6°C bajo cero (Rodríguez Diez, 1976). Trabajos anteriores han señalado la falta de suficientes datos meteorológicos y de caudales de los principales manantiales. Estas cuestiones se deben tener en cuenta para poder conocer en detalle las variables hidrometeorológicas de la zona. Por otro lado, también se deben investigar las relaciones que existen entre los módulos meteorológicos y los de caudales, y entre éstos y los datos químicos, y, por extensión con sus variaciones (Bisceglia, 1977). Este relieve implica la existencia de valles de desarrollo y características propias. La región muestra una gran disección erosiva, y, en conjunto, indica un rejuvenecimiento muy reciente; los procesos gradacionales se advierten intensos y muy activos, y actúan complementariamente en todo el ámbito de las mesetas. Este relieve determina varias unidades geomórficas principales y otras secundarias y menores. Entre las unidades principales se diferencian las mesetas y los valles y entre las secundarias se distinguen micropaisajes que, con características propias, se encuentran incluidos dentro de las unidades principales.

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El relieve de mesetas comprende cuatro unidades: 1) La Meseta Basáltica, 2) La Meseta Chicalcó (área de estudio), 3) La Meseta del Fresco y 4) Las Terrazas Patagónicas (Bisceglia, 1977). La meseta de Chicalcó se presenta como un solo bloque de relieve suavemente ondulado, limitado hacia el este por profundas barrancas, de contorno sinuoso, con marcadas digitaciones, y que se han desarrollado a partir de escarpas de fallas de la zona del Atuel-Salado. Hacia el sur limita con las coladas volcánicas de la Meseta Basáltica; hacia el norte pasa a la provincia de Mendoza; y, hacia el oeste pasa transicionalmente a través de la subregión de las Mesillas Basálticas, al área basáltica de la Payunia de la provincia de Mendoza. En esta región el acuífero freático se encuentra a escasa profundidad y restringido a los bajos y cañadas con suficiente espesor de sedimentos eólicos y fluviales, como para retener el agua directa de las precipitaciones. A mayores profundidades se encuentran acuíferos confinados y semiconfinados, dentro de la serie puntabardense, en niveles más permeables (gravas y arenas) intercalados, y también, posiblemente, sobre las estructuras paleoídicas. Por otro lado, Bisceglia (1978) menciona el recurso hídrico temporario que constituyen las grandes crecientes estivales, particularmente intensas en la zona serrana occidental, y que, no obstante, hacen sentir su influencia, hacia el este en zonas ya alejadas del lugar de origen. Según este autor, en la Meseta de Chicalcó, predominan aguas cloruradas-sulfatadas y aguas sulfatadas (Bisceglia, 1977). METODOLOGÍA De un relevamiento expeditivo de los alrededores de la zona de estudio y de la información obtenida en el lugar se seleccionó un área de muestreo con una superficie de 700 km2 situada en la zona noroeste del manantial Agua de Torres (Figura 1).

Figura 1: Área de estudio y puntos de muestreo.

Se realizaron 2 campañas de recolección de muestras entre octubre y diciembre de 2014. Se colectaron 10 muestras de agua en perforaciones (con profundidades variables entre 41 m y 2,5 m) y surgentes. Las muestras fueron recogidas directamente de las perforaciones en funcionamiento, luego de varios minutos de bombeo y previo lavado del recipiente con agua de la misma 191 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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perforación. Las variables medidas “in situ” fueron: temperatura, pH y conductividad eléctrica. Una vez obtenidas las muestras se almacenaron en botellas de polietileno de 1 litro de capacidad, sin burbuja de aire y resguardadas de la luz hasta su llegada al laboratorio donde se les determinó: Residuo seco (105ºC) y dureza. Componentes químicos mayoritarios: cloruro, sulfato, carbonato, bicarbonato, calcio, potasio, sodio, magnesio y nitrato. Componentes químicos minoritarios: a dos de las diez muestras seleccionadas se le analizaron metales pesados, como manganeso, arsénico, cadmio, cinc, cobre, hierro, aluminio, selenio, mercurio, estroncio, cromo, níquel, molibdeno, plomo, bario, uranio, boro, antimonio, vanadio, talio, berilio, plata, litio, amonio, y fluoruro. Estas dos últimas muestras corresponden al manantial Agua de Torres (M9) y a un pozo ubicado a 10 km hacia el oeste del manantial (M10). Los resultados de las determinaciones fueron cotejados con las concentraciones permitidas por la Organización Mundial de la Salud (OMS, 2006), Código Alimentario Argentino (CCA, 2007) y Ley Provincial N°1027/80. También se realizó un censo de pozos durante las campañas, en la que se totalizaron 29 puntos de muestreo, de los cuales 25 fueron perforaciones y las 4 restantes surgentes. De acuerdo a los datos de profundidades que se obtuvieron se pudo construir un mapa piezométrico. RESULTADOS Y DISCUSIÓN De acuerdo al mapa de curvas equipotenciales (Figura 2), se comprobó que el sentido general del flujo subterráneo es en dirección NO-SE acompañando la topografía de la región.

Figura 2.- Mapa de curvas equipotenciales y dirección del flujo subterraneo del área de estudio.

Los resultados obtenidos de iones mayoritarios de las muestras se exponen en la Tabla 1. Teniendo como guía los valores de potabilidad para consumo humano, se puede observar con respecto a los puntos muestreados que hay parámetros que sobrepasan los valores de concentración máximos admitidos según los estándares consultados. 192 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Con relación al residuo seco la muestra M1, tiene valor inferior al aconsejable, mientras tanto las muestras M2, M3, M8, M9 y M10, presentan valores por encima del límite tolerable. Con respecto al pH los valores están dentro de los valores aconsejables. Con respecto a la dureza, las muestras M9 (815 mg/l) y M10 (1017 mg/l) superan la concentración máxima tolerable. Tabla 1.- Resultados de muestras correspondientes al censo 2014, de iones mayoritarios, conductividad, pH, temperatura, residuo seco y dureza total.

En lo que se refiere a los iones mayoritarios, los cloruros están por debajo del límite tolerable. Con respecto a sulfatos, las muestras M2, M3, M4, M5, M7, M8, M9 y M10 superan la concentración máxima tolerable. Con relación al calcio la mayoría de las muestras están por debajo del valor aconsejable, a excepción de las muestras M9 (258 mg/l) y M10 (338 mg/l) que presentan concentraciones superiores al límite aconsejable. El magnesio presenta valores por debajo del valor aconsejable en todas las muestras. El potasio, en las dos muestras que se analizaron, expresa valores por debajo del valor aconsejable. El sodio en la M1 presenta concentración por debajo del límite tolerable, mientras que las muestras M2, M3, M4, M5, M6, M7, M8, M9 y M10, muestran valores que superan el nivel máximo aceptado. En cuanto a la concentración del ión nitrato todas las muestras están por debajo del valor aconsejable. Considerando los iones minoritarios, el nitrito expresa valores inferiores a la concentración máxima aceptada. El flúor sobrepasa los contenidos máximos tolerables en todos los puntos de muestreo. En el diagrama de Piper (Figura 3) se observa que la mayor parte de las muestras (70%) corresponden a la facie clorurada y/o sulfatada sódica y el resto (30 %) corresponden al tipo sulfatadas y/o cloruradas cálcicas y/o magnésicas. En la Tabla 2, se evalúan las concentraciones de metales pesados analizados en las muestras M9 y M10 y su aceptabilidad de acuerdo a lo sugerido por la OMS, y lo establecido en el CCA y en la Ley Provincial 1027. Del análisis se observa que el arsénico presenta valores superiores a los permitidos según la OMS y el CCA, pero cumple con lo que exige la Ley Provincial 1027. Con respecto al boro, en la muestra M10 se observa exceso (0,951 mg/l) de acuerdo a la OMS y CCA. En lo que se refiere a fluoruro ambas muestras M9 (1,9 mg/l) y M10 (3,1 mg/l) presentan concentraciones superiores a las permitidas por la OMS, CCA y la normativa provincial.

193 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 3.- Diagrama de piper obtenido a partir de los análisis fisico-quimico de iones mayoritarios del área de estudio. Tabla 2.- Comparación de las concentraciones de las muestras M9 y M10 con estándares provinciales, nacionales e internacionales.

Del análisis se observa que el arsénico presenta valores superiores a los permitidos según la OMS y el CCA, pero cumple con lo que exige la Ley Provincial 1027. Con respecto al boro, en la muestra M10 presenta exceso (0,951 mg/l) de acuerdo a la OMS y CCA. En lo 194 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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que se refiere a fluoruro ambas muestras M9 (1,9 mg/l) y M10 (3,1 mg/l) presentan concentraciones superiores a las permitidas por la OMS, CCA. CONCLUSIONES En la zona analizada se determinó la existencia de altas concentraciones de sulfatos en la mayoría de los pozos y surgentes, a excepción de la M1 que presenta concentración inferior a lo aconsejable. En todos los casos los valores están próximos a duplicar el límite tolerable y se convierte en el anión con mayor concentración. Por otro lado el sodio presenta concentraciones elevadas al límite permitido, lo que lo transforma en el catión con mayor concentración. Por lo expuesto en las muestras M9 (Manantial Agua de Torres) y M10, cabe resaltar que se deben reducir los valores de sulfatos, sodio, Fluoruros y arsénico para poder cumplir con la legislación vigente para consumo humano, ya que en el caso de sulfatos hay muestras que duplican las concentraciones aceptadas y en menor proporción el sodio. De acuerdo a las características químicas que presenta el manantial, éstas se podrían asociar de una forma muy preliminar con la dirección del flujo del agua subterránea correspondiendo a una zona de descarga. La importancia de este estudio radica en que no se habían realizado anteriormente en la zona análisis detallados respecto a la aptitud del agua del manantial, lo cual impedía fundamentalmente la planificación del uso de este recurso. Por otro lado, queda planteada la necesidad de encarar estudios más complejos ya que la propia limitación del número de muestras analizadas para el presente trabajo condiciona que dichos resultados constituyan tan solo una primera aproximación de la caracterización del manantial Agua de Torres. BIBLIOGRAFIA Baez, A.M. y R. Wingeyer, 1980. Anteproyecto: Reactivación económica del área de Puelén. Aprovechamiento agronómico del derrame hídrico del ojo de agua. Ente Provincial de Río Colorado. Ministerio de Obras Públicas de la provincia de La Pampa; 77 pp. Bisceglia, H.A. 1977. Estudio hidrogeológico de la región MESETA BASALTICA PAMPEANA con especial referencia a los manantiales. Administración Provincial del Agua. Santa Rosa, La Pampa; 312 pp. Bisceglia, h.a. 1978. Estudio de Fuentes “La Humada”. Informe preliminar con conclusiones provisorias. ADMINISTRACIÓN PROVINCIAL DEL AGUA (APA). 15 pp. Cano, E., G. Casagrande, H. A. Conti, B. Fernandez, R. Hevia, J. C. Lea Plaza, D. Maldonado Pinedo, H. Martínez, M. A. Montes y C. A. Peña Zubiate, 1980. Inventario Integrado de los Recursos Naturales de la provincia de La Pampa. INTA-Gobierno de La Pampa-UNLPam, 493 p, Santa Rosa. Calmels, A.P. 1996. Bosquejo Geomorfológico de la Provincia de La Pampa. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de La Pampa. Santa Rosa, La Pampa; 110 pp. Código Alimentario Argentino, 2007. Ley 18284 Decreto Reglamentario 2126/71. Anexo 1. Capitulo XII, Art 982/1079. Bebidas Hidricas, Agua y Agua Gasificada., art. 982. Cuello, P. 1968. Bases para la ecología del departamento Chicalco, en el extremo Oeste Pampeano. Bibliografía pampeana, Serie Folletos, N° 4. Centro de Observaciones del Oeste, La Pampa. Dirección General de Estadísticas y Censos, 2010. Censo Nacional de Población, Hogares y Viviendas 2010. http://www.estadisticalapampa.gov.ar Consultada el día 24 de Julio de 2014. Giai, S., 1975. Reconocimiento hidrogeológico en la región de Agua de Torres, Departamento Chicalco. Consejo Provincial del Agua. Hernández Bocquet, R.O, 2009. Cuencas y regiones hídricas de la Provincia de La Pampa: Características generales. Secretaría de Recursos Hídricos. Provincia de La Pampa; 10 pp. Ley 1027/80 y Decreto Reglamentario N°193/81. Estableciendo el régimen de interés público provincial para asegurar la conservación y uso racional de las fuentes de agua potable. Ministerio de Obras Públicas, APA. Dirección General de SAPASA. Gobierno de La Pampa.

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196 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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ASPECTOS HIDROLÓGICOS DEL AMBIENTE PERIGLACIAL EN LA CUENCA DEL RÍO SANTA CRUZ, PROVINCIA DE SAN JUAN Mendoza, Martín1; Villarroel, Cristian Daniel; Tapia, Carla; Forte, Ana Paula; Gianni, Rubén; Kruse Eduardo FCEFyN-UNSJ, Av. Ignacio de la Roza y Meglioli. Mail: [email protected]

Resumen En el presente trabajo se describen aspectos hidrogeológicos del sector superior de la cuenca del río Santa Cruz, en un contexto geográfico que involucra amplios sectores del ambiente periglacial y para-periglacial. Se han confeccionado mapas hidrográfico y geomorfológico, definiendo categorías específicas. Los análisis hidroquímicos reflejan propiedades heterogéneas según diferentes áreas de drenaje involucradas. Las principales corrientes de aguas minerales están ubicadas en el Cordón del Yunque y en la subcuenca del río Pachón. Los parámetros físico-químicos presentan variaciones interanuales significativas, en respuesta a diferentes ciclos hidrológicos. El análisis de caudales refleja que el río Santa Cruz presenta un comportamiento general efluente. El río Pachón presenta comportamiento influente aguas arriba de su desembocadura. Los registros geoeléctricos indican la presencia de una capa resistiva en el sector de nacientes del río Santa Cruz, que podría corresponder a suelos congelados. El espesor acuífero en esa sección alcanzaría una magnitud máxima superior a 100m. Palabras claves: Hidrología periglacial; Hidroquímica; Sondeos eléctricos verticales; Aforos.

Abstract The present work describes hidrogeologic aspects at the upper zone of Santa Cruz river basin, involving wide regions in periglacial and para-periglacial environments due to the geographic context. It has been elaborated hydrographic and geomorphologic maps, defining specific categories. Hydrochemical analysis gives heterogeneous settings at different areas of involved drainage. Main mineral streams are sited in the Cordón del Yunque and the subbasin of Pachón river. Physical and chemical parameters have important variety at different years, due to changes inthe hydrologic cycle. Santa Cruz river responds to an effluent flow behavior, showed in flow rates revision. Pachón river presents influent flow upstream its mouth. Geoelectrical records show evidence of a high resistivity bed on the upstream side of Santa Cruz river, which could be referred to frozen soils. Groundwater thickness reaches more than 100 m in this section. Keywords: Periglacial hydrology; Hydrochemistry; Geoelectrical soundings; Hydrometry.

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INTRODUCCIÓN El área de estudio corresponde al tramo superior de la cuenca del río Santa Cruz, en el ambiente de Andes Centrales de la provincia de San Juan (Figura 1). Las condiciones climáticas propias de la alta cordillera, sus rasgos geomorfológicos, y las características geológicas que identifican al sector Norte de la cuenca de La Ramada (Ramos et al, 1996), definen una interacción compleja de diversos factores que controlan los procesos hidrogeológicos de la cuenca. Algunos antecedentes destacan la particular abundancia de crioformas del ambiente periglacial en la zona de estudio (Villarroel et al., 2014), por lo cual representa un sitio de gran interés para estudiar los fenómenos de interacción entre las precipitaciones, aguas superficiales, suelos congelados y aguas subterráneas. Numerosos estudios han demostrado el rol hidrológico significativo que desempeñan las crioformas del ambiente periglacial en diferentes sectores de la Cordillera de Los Andes (Trombotto et al., 1999; Schrott, 2002), proponiendo modelos para la predicción de caudales frente a diferentes escenarios termométricos. Las particularidades crio-hidroquímicas que definen a este tipo de ambientes también han sido objeto de estudio en diversas investigaciones (Sileo et al, 2015).

Figura 1. Mapa de ubicación.

El objetivo del presente trabajo consiste en señalar los principales aspectos hidrogeológicos que caracterizan a la zona de estudio, brindando información que pueda orientar futuras investigaciones en la región con diferentes propósitos específicos. METODOLOGIA Cálculo de caudales Se han realizado aforos en corrientes de agua superficial, tanto en el propio río Santa Cruz, como en sus afluentes más significativos. Las mediciones de caudal se han realizado a finales de verano de 2015, evaluando la variabilidad espacial del escurrimiento superficial a lo largo de la cuenca. Por el momento, no se han estudiado las variaciones temporales. Según las diferentes condiciones de caudal, régimen de flujo y morfología de las secciones, se han utilizado diversas técnicas para la medición de caudales: molinete hidrométrico, aforos químicos por inyección instantánea y aforos volumétricos. 198 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Muestreo hidroquímico y medición de parámetros “in situ” Se ha realizado un muestreo de aguas superficiales para efectuar análisis hidroquímicos. A su vez, en cada sitio han sido relevados los siguientes parámetros físicoquímicos, utilizando una sonda multiparamétrica portátil: temperatura del aire; temperatura del agua; conductividad específica; sólidos disueltos totales; pH y turbidez. En algunos puntos se ha realizado un análisis de variación interanual de los mencionados parámetros. Las variaciones han sido expresadas en porcentaje relativo al valor de finales de verano del año 2015, siendo representadas en un histograma de frecuencias y tomando la mediana como estimador para cada una de las variables. Sondeos eléctricos verticales Para la prospección geofísica del subsuelo se ha utilizado la técnica de sondeos eléctricos verticales, empleando una configuración electródica tipo Schlumberger con distanciamientos entre A y B desde un mínimo de 6 m hasta un máximo de 1000 m. Mediante una inversión de las curvas de resistividad aparente, se han obtenido modelos geoeléctricos del subsuelo. Tomando en cuenta los afloramientos de unidades geológicas y el mapa geomorfológico confeccionado, los modelos propuestos han sido integrados en un modelo geológico en el sector de nacientes del río Santa Cruz. RESULTADOS, ANALISIS Y DISCUSION. Mapas geomorfológico e hidrográfico.

Figura 2. Mapa geomorfológico e hidrográfico del sector de nacientes del río Santa Cruz.

En base a la interpretación de imágenes satelitales, se ha confeccionado un mapa base de unidades geomorfológicas, definiendo categorías específicas en función de los objetivos de trabajo y las propiedades particulares del paisaje. A su vez, se ha utilizado una escala de colores para referir las propiedades de las diferentes geoformas como potenciales unidades acuíferas, acuífugas y acuícludas, atendiendo al espesor inferido de sedimentos no consolidados, y, en el caso de crioformas, a la presencia inferida de permafrost. También se ha realizado un mapa hidrográfico, identificando subcuencas de drenaje, en base a modelos digitales de elevación y la interpretación de imágenes satelitales. 199 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Análisis hidroquímico Los parámetros físico-químicos y los análisis de elementos mayoritarios revelan una notable heterogeneidad de las propiedades hidroquímicas en diferentes áreas de drenaje.

Figuras 3 y 4. Mapa hidrográfico con la ubicación de los puntos de muestreo y aforo.

Los afluentes ubicados sobre la ladera occidental de Cordillera de Santa Cruz manifiestan bajos valores de TSD (entre 80 ppm y 163 ppm) y una composición predominantemente carbonatada, con baja relación Ca²⁺/Na⁺. Estas propiedades son más evidentes en el sector noroccidental del Cerro Bramadero (Figura 3, puntos CSC3 y CSC5), donde afloran grandes extensiones de basamento cristalino (Grupo Choiyoi). En estas cabeceras se extienden abundantes crioformas del ambiente periglacial, aproximadamente entre los 3600 y 4900 msnm. Las vertientes cercanas al frente de estas crioformas (puntos CSC4 y CSC1), suelen presentar bajas temperaturas y pH levemente alcalino, con valores de TSD y composiciones similares a los que muestran los cursos mencionados previamente. Los arroyos en el sector de nacientes del río Santa Cruz (Figura 2) manifiestan características similares a los de la Cordillera de Santa Cruz, presentando bajos valores de TSD (entre 33 ppm y 179 ppm), bajas temperaturas, pH levemente alcalino, y una composición predominantemente carbonatada con baja relación Ca²⁺/Na⁺ (puntos N1, N3 y N4). En este sector también se presume una interacción hidrológica significativa con crioformas del ambiente periglacial, tal como sugiere el mapa geomorfológico y la interpretación de perfiles geoeléctricos. Pese a las características generales que presentan las áreas mencionadas, existe cierta heterogeneidad en sus propiedades hidroquímicas, la cual es principalmente controlada por factores litológicos. Una clara expresión de estas variaciones se destaca en sectores donde afloran unidades estratigráficas que podrían presentar alto contenido de sulfatos, (puntos N2, sobre Fm. Diamante y CSC-P1, sobre unidades triásico-jurásicas). En el mismo sentido, los arroyos ubicados en el sector de la Cordillera de Santa Cruz que se extiende al Norte de la confluencia con el río de Las Garzas (Figura 3), si bien presentan similitud con los afluentes de Cerro Bramadero en relación a los parámetros físico-químicos, revelan mayores contenidos relativos de SO₄²⁻ y Ca²⁺ (puntos CSC6 y CSC7). Los aportes hidrológicos del Cordón del Yunque manifiestan propiedades contrastantes en relación a los sectores descriptos anteriormente, tanto en sus parámetros físico-químicos, como en su composición iónica. Estos arroyos y vertientes presentan altos valores de TSD (entre 357 ppm y 1453 ppm), y en ocasiones pH ácido. Se destacan cuatro sectores de aporte hacia el río Santa Cruz, que afectan notablemente sus propiedades hidroquímicas. Uno de ellos está representado por arroyos y vertientes situadas en el sector Norte de un extenso glaciar de escombros coalescente ubicado enfrente de la ladera suroccidental del Cerro Bramadero (Figura 2, puntos CY1 y CY2). Estos afluentes presentan 200 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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una composición sulfatada con proporciones de Ca²⁺/Na⁺ y contenidos de Cl⁻ superiores al promedio del río Santa Cruz. Se destaca la presencia de depósitos de travertino cerca de estas vertientes. Los ríos de Las Garzas (punto CY3) y de Las Churrulas (punto CY4), también presentan una composición predominantemente sulfatada, en particular este último, donde el contenido relativo de sulfatos supera el 97%, siendo nulo el contenido de bicarbonatos debido a su pH marcadamente ácido. La relación Ca²⁺/Na⁺ en estos afluentes también es superior al promedio del río Santa Cruz. Por último, se destaca la presencia de surgentes termales ubicadas sobre el lecho del río Santa Cruz aguas abajo de la confluencia con el río de Las Garzas (Figura 3), las cuales podrían estar relacionadas mediante control estructural con las alteraciones de origen hidrotermal que presentan varios afloramientos en el Cordón del Yunque. Presentan valores muy altos de TSD (5287 ppm), y una composición enriquecida en NaCl (punto ST1). La subcuenca del río Pachón (Figura 4) presenta diversas propiedades hidroquímicas. Sobre el río Pachón, aguas arriba de su confluencia con el río Mondaquita, se registraron valores de TSD cercanos a 671 ppm (punto P-A1). El mencionado afluente presentó, a su vez, valores altos de TSD pero menores en un 50% respecto al río Pachón (punto P-A2). Por otro lado, en el río Mondaca, se han registrado valores de TSD cercanos a 217 ppm (punto P-A3). El análisis de elementos mayoritarios cerca de la desembocadura hacia el río Santa Cruz (punto P-A4), revela que la composición general de esta subcuenca es predominantemente sulfatada, con proporción Ca²⁺/Na⁺ superior al promedio de este último.

Figura 5. Composición de iones mayoritarios, representados en un diagrama de Pipper.

Los puntos de agua relevados en lagunas de termokarst presentan variadas propiedades en función de su ubicación y tamaño. Las lagunas situadas en el glaciar de escombros coalescente ubicado sobre el Cordón del Yunque (Figura 2) reflejan una distribución heterogénea de los factores que regulan las interacciones crio-hidrogeológicas, 201 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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presentando una composición predominantemente sulfatada en el sector Norte (puntos Tk2 y Tk4), en ocasiones con elevado TSD (1055 ppm) y pH ácido, mientras que las lagunas ubicadas en el sector Sur (Tk1 y Tk3) presentan composiciones carbonatadas y moderadamente sulfatadas, con bajos valores de TSD (119 ppm y 48 ppm) y pH levemente alcalino. Por otro lado, las lagunas de termokarst relevadas en glaciares de escombros ubicados en Cordillera de Santa Cruz (Figura 3, punto Tk5), presentan composición carbonatada y calcosódica, con una proporción Ca²⁺/Na⁺ similar al promedio del río Santa Cruz. Presentan valores muy bajos de TSD (39 ppm) y pH levemente alcalino, lo cual sugiere un probable origen nival de estas masas de agua y una baja interacción con los materiales geológicos del medio circundante. Análisis de variación interanual La comparación interanual de parámetros físico-químicos ha revelado variaciones significativas, lo cual indica que las propiedades hidroquímicas presentan estrecha correlación con los factores climáticos que caracterizan a diferentes ciclos hidrológicos. La turbidez es el parámetro que refleja mayores variaciones, siendo el valor de la mediana cercano a -69%. Los parámetros TSD y CE presentan una variación cercana a -42%, tomando el mismo estimador como referencia. El parámetro que presenta mayor estabilidad en sus valores corresponde al pH, siendo el valor de la mediana cercano a 1,2%.

Figura 6. Variaciones interanuales de diferentes parámetros. La línea roja representa la mediana.

Análisis de caudales Los caudales relevados en diferentes secciones sugieren que el río Santa Cruz presenta un comportamiento general efluente, desde sus nacientes hasta la confluencia con el Río de la Carnicería. Aguas arriba de dicha unión (punto RSC-A7), el caudal del río Santa Cruz hacia fines de Febrero de 2015 fue de 0,77 m³/s. Dentro de la subcuenca del río Santa Cruz que se extiende desde sus nacientes hasta la confluencia con el río Pachón, los caudales que provienen desde la Cordillera de Santa Cruz y el Cordón del Yunque son similares entre sí, lo cual explica que las propiedades químicas en el colector principal presenten un comportamiento intermedio entre los diferentes tipos de agua aportados por ambos sectores. En Febrero de 2015, el río Santa Cruz registró un caudal de 0,175 m³/s aguas abajo del glaciar de escombros coalescente ubicado en el Cordón del Yunque (punto RSC-A1). En el intervalo que se extiende desde ese sitio hasta el punto RSC-A4, aguas abajo de la confluencia con el río de Las Garzas, se registró un incremento de 0,13 m³/s sobre el caudal, con aportes predominantes desde Cordillera de Santa Cruz. A su vez, el río de las Churrulas representó el mayor aporte proveniente del Cordón del Yunque, con un caudal aproximado de 0,11m³/s. Dichas 202 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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magnitudes, sumadas a aportes mixtos en otros intervalos totalizaron un caudal de 0,46m³/s en el río Santa Cruz, poco antes de su confluencia con el río Pachón. Aguas abajo de la confluencia con el río Mondaca, el río Pachón registró una disminución de caudal, alcanzando un valor de 0,26 m³/s poco antes de la confluencia con el Río Santa Cruz (P-A4). Este comportamiento señala que, a lo largo de ese tramo, el río Pachón presenta un carácter influente, aportando al flujo subterráneo en esa sección del valle. Del mismo modo, los manantiales ubicados sobre la margen occidental del río Santa Cruz reflejan que existe una componente del gradiente hidráulico en dirección Sur-Oeste. Análisis de registros geoeléctricos Los perfiles geoeléctricos obtenidos en el sector de nacientes del río Santa Cruz (Figura 2, 3780 msnm) reflejan la presencia de una capa altamente resistiva cerca de la superficie, presentando valores que superan el rango común de resistividades en capas saturadas. Este comportamiento podría ser indicativo de la presencia de suelos congelados, en forma temporal o de permafrost. El sondeo Nº2 manifiesta la presencia de dos capas saturadas, por encima y por debajo de la capa resistiva, tal como ha sido observado en la curva de resistividades aparentes, que presenta una geometría tipo “HK”.

Figura 7. Perfil integrado del sector de nacientes del río Santa Cruz.

El espesor acuífero en el sector de nacientes del río Santa Cruz presenta una gran magnitud, factor que se justifica debido a la extensa amplitud del valle y la abundancia de depósitos glacifluviales. El techo del basamento hidrogeológico ha sido identificado en el sondeo 1 a una profundidad de 104 m (Figura 7). Los registros obtenidos en los sondeos 2 y 3 sugieren que este límite se encontraría en profundidades superiores a 100 m. CONCLUSIONES Las particularidades del área de estudio, así como los objetivos de trabajo, han orientado la utilización de categorías específicas para la confección de un mapa base de unidades geomorfológicas. Estas unidades están relacionadas con diferentes potenciales de comportamiento acuífero, acuífugo y acuícludo, tomando en cuenta los espesores inferidos de materiales detríticos no consolidados y la presencia inferida de permafrost. 203 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Los afluentes provenientes desde la Cordillera de Santa Cruz, así como del sector de nacientes del río Santa Cruz, presentan en general bajos valores de TSD, pH levemente alcalino y composiciones predominantemente carbonatadas con baja relación Ca²⁺/Na⁺. En algunos casos, estas masas de agua podrían presentar una interacción crio-hidrológica significativa con diferentes crioformas del ambiente periglacial. Algunas variaciones sectoriales de las propiedades hidroquímicas, como el enriquecimiento relativo en iones de SO4²⁻ y Ca²⁺, son controladas presumiblemente por factores litológicos. Los afluentes ubicados en el Cordón del Yunque presentan altos valores de TSD, y en ocasiones pH ácido. Poseen composiciones predominantemente sulfatadas con proporciones de Ca²⁺/Na⁺ superiores al promedio del río Santa Cruz, en ocasiones también presentan enriquecimiento en cloruros. A su vez, la subcuenca del río Pachón presenta una composición final predominantemente sulfatada, con proporción Ca²⁺/Na⁺ superior al promedio del río Santa Cruz. Los ríos Pachón y Mondaquita aportan la mayor cantidad de iones en esta subcuenca, mientras que el río Mondaca presenta bajo TSD. Las lagunas de termokarst presentan diversas propiedades hidroquímicas, en ocasiones demostrando una heterogeneidad significativa dentro de un mismo glaciar de escombros (área del Cordón del Yunque). Estas variaciones representarían la manifestación de diferentes interacciones crio-hidrogeológicas con el medio circundante. Los parámetros físico-químicos presentan variaciones interanuales significativas, por lo que se infiere una estrecha correlación con los factores climáticos que caracterizan a diferentes ciclos hidrológicos Entre finales de verano de 2015 y 2016, la turbidez presentó una disminución cercana a 69%, los parámetros TSD y CE se redujeron cerca de un 42%, y el pH registró un incremento próximo a 1,2%. Los registros geoeléctricos en el sector de nacientes del río Santa Cruz reflejan la presencia de una capa altamente resistiva cerca de la superficie, tal comportamiento podría estar relacionado con la presencia de suelos congelados en forma temporal o de permafrost. El espesor acuífero en esta sección alcanzaría una magnitud máxima superior a 100m. REFERENCIAS Ramos, V. A., Cegarra, M., y Cristallini, E., 1996. Cenozoic tectonics of the High Andes of westcentral Argentina (30–36 S latitude). Tectonophysics, 259(1), 185-200. Schrott, L., 2002. Hidrología del permafrost de montaña y su relación con la radiación solar. Estudio de una cuenca colectora en Agua Negra, Altos Andes de San Juan (Argentina). En Trombotto D et Villalba R., IANIGLA, 30 años de investigación básica y aplicada en Ciencias Ambientales. Ed. ZETA, Mendoza, Argentina. Págs. 83-87. Sileo, N., Trombotto Liaudat, D. y Dapeña, C., 2015. Estudios preliminares del agua, nieve y hielo en la cuenca del río Vallecitos, Mendoza, Argentina. Acta geológica lilloana, 27(2), 130-145. Trombotto, D., Buk, E. y Hernández, J., 1999. Rock glaciers in the southern central Andes (approx. 33–34 S), Cordillera Frontal, Mendoza, Argentina. Bamberger Geographische Schriften, 19, 145-173. Villaroel, C.D., Peralta, S. H. y Güell, A.E., 2014. Crioformas de ambiente periglacial en el tramo superior de la cuenca del río Santa Cruz, Cordillera Principal, San Juan. XIX Congreso Geológico Argentino. Córdoba, Argentina.

204 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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APLICACIÓN DE TRANSPORTE REACTIVO AL ESTUDIO DE LA MOVILIDAD DEL ARSÉNICO EN LA ZONA NO SATURADA 1,2

Dietrich, Sebastián, 1,2,3 Bea, Sergio Andrés, 1,2,4 Weinzettel, Pablo

1 3

Instituto de Hidrología de Llanuras, “Dr. Eduardo Jorge Usunoff”, Rep. de Italia 780, Azul, Bs. As. 2 Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Bs. As. Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). Av. Rivadavia 1425 CABA 4 Comisión de Investigaciones Científicas de la provincia de Bs.As. (CIC) [email protected]

Resumen Es ampliamente aceptado que el As contenido en las aguas subterráneas de la llanura Pampeana proviene de los propios sedimentos loéssicos que constituyen los acuíferos. Sin embargo, investigaciones recientes confirman la presencia de concentraciones de As relativamente anómalas dentro de la zona no saturada (ZNS), que podrían ser movilizadas hacia el acuífero por medio de las aguas de recarga, o por las variaciones del nivel freático. Sin embargo, comprender la dinámica del As en la ZNS es compleja ya que los principales procesos que controlan la movilidad del As (adsorción/desorción, la co-precipitación/codisolución y las reacciones redox), están acoplados con los de flujo matricial y preferencial, la evapotranspiración, la infiltración y recarga. La modelación del transporte reactivo surge como una herramienta que permite estudiar en forma acoplada todos estos procesos. Este trabajo propone aplicar esta metodología para capturar la dinámica del As, y comprender los procesos que controlan su retención o liberación. La validación del modelo de flujo se realizó mediante información de tensiómetros, sondas de humedad y piezometría de una parcela experimental. Por su parte, el modelo hidroquímico se validó utilizando análisis químicos del agua poral de la ZNS. Los resultados de la modelación del transporte reactivo indican que la dinámica del nivel de las aguas subterráneas, y la competencia del sistema carbono por los sitios de adsorción sobre los óxidos/hidróxidos de hierro ejercerían el principal control sobre la disponibilidad del As en la ZNS. Palabras claves: zona no saturada, arsénico, modelación del transporte reactivo, adsorción, llanura Pampeana

Abstract It is an accepted fact, that the As in shallow groundwaters from Pampean plain originates in the loessic sediments that compound the aquifers. However, recent findings confirm the presence of anomalous As concentrations in the unsaturated zone (UZ), which may me mobilized to shallow aquifers by recharge waters and by variations in water table. However, As dinamic in the UZ is very complex since main hydrogeochemical processes that control As mobility (adsorption/desorption, co-precipitation/co-disolution and redox reaction) develop simultaneously with water flow, evapotranspiration, infiltration and recharge. Reactive transport modeling is an interesting tool that allows simulating coupled hydrodinamic and hydrogeochemical processes. The aim of this work was to apply reactive transport modeling to elucidate the processes that favor As release from sediments in the unsaturated zone. The flux model was validated by means of data from tensiometers, soil wetness probes and water table fluctuations. On the other hand, the hydrochemical model was validated using the composition of pore water in the UZ. The results of reactive transport modeling showed that the water table fluctuations along with carbon system competition for adsorption sites onto oxides/hydroxides may exert the main control on the As availability in the UZ. Keywords: unsaturated zone, arsenic, reactive transport modling, adsorption, Pampean plain.

205 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS En el ámbito de la llanura Pampeana, muchas poblaciones que se abastecen de aguas subterráneas para consumo humano, enfrentan serias dificultades para el aprovisionamiento con bajos tenores de As (Auge et al., 2013; Bundschuh et al., 2004; Rosso et al., 2011, Sracek et al., 2009, entre otros). En estos casos, es común que la explotación se realice desde los acuíferos más someros, los cuales se componen en su mayoría de sedimentos loéssicos (Frenguelli, 1955; Zárate, 2003). Se acepta comúnmente que las cenizas volcánicas contenidas en el loess, producto del vulcanismo terciario y cuaternario de los Andes, serían la principal fuente de As en estos sedimentos (Nicolli et al., 1989; Smedley et al., 2002). Sin embargo, investigaciones recientes descartan esta hipótesis como origen único del As para esta región. Blanco et al. (2006) encontraron que tanto los minerales pesados como livianos de la fracción psamítica contienen concentraciones incluso superiores a las encontradas en los vidrios volcánicos, de hasta 27 mg kg-1. A su vez, valores similares fueron hallados en la fracción arcilla (Blanco et al., 2012). Los mismos se encuentran muy por encima de la media de 8,6 mg kg -1 hallada por Arribére et al. (1997) para muestras de suelos y loess de la llanura Pampeana. Al respecto, Blanco et al. (2012) proponen que la sustitución isomórfica permite incorporar el As en la estructura de los cristales, reemplazando átomos de similares radios iónicos, como Si, Al, Fe y Ti. A su vez, proponen que el As es removido en primer lugar de los minerales que están en la fracción psamítica principalmente por hidrólisis de silicatos y carbonatos. De entre los muchos mecanismos que han sido propuestos para explicar las elevadas concentraciones de As en las aguas subterráneas (Nickson et al., 2000; McArthur et al., 2001, entre otros), interesa aquí el propuesto por Appelo et al. (2002), quienes sostienen que el As puede ser desplazado de los sedimentos (principalmente de los óxidos de Fe) a causa de la competencia por los sitios de adsorción que ejerce el ion bicarbonato y/o carbonato disuelto en el agua. Varios autores han realizado experimentación de laboratorio (Villalobos y Leckie, 2001; Anawar et al., 2004) demostrando precisamente que el HCO3- promueve la remoción del As adsorbido sobre los óxidos de Fe bajo condiciones de pH alcalino. En los sedimentos de la llanura Pampeana es frecuente la presencia de niveles ricos en carbonatos (Smedley et al., 2002), los cuales aparecen también en la zona no saturada formando niveles de extensión regional que reciben el nombre de horizontes petrocálcicos o "tosca" (Amiotti et al., 2001). Estos niveles son de sustancial importancia ya que por un lado, imponen restricciones al flujo del agua (Dietrich et al., 2014), y por otro, podrían desempeñar un rol muy importante en la movilidad del As al comportarse como una potencial fuente de alcalinidad (Appelo et al., 2002, Smedley et al., 2002, Puccia et al., 2015), o constituir un término fuente adicional (Yokohama et al, 2012; Costagliola et al., 2013). En línea con estas investigaciones, Limbozzi (2011) encontró concentraciones de hasta 20 mg kg -1 en los horizontes petrocálcicos de la ZNS. El As contenido en estos depósitos podría ser liberado al agua de recarga por procesos de disolución de carbonatos. La complejidad de los procesos que gobiernan la geoquímica del As obliga a pensar en el uso de herramientas numéricas que permitan capturar la dinámica del As bajo una premisa de procesos acoplados. En este contexto, el transporte reactivo se presenta como una herramienta capaz de lograr este cometido. Por lo tanto, el objetivo de este trabajo es aplicar un modelo de transporte reactivo para estudiar los procesos que pueden promover la liberación del As en la zona no saturada y ser transportados luego al acuífero somero en un ambiente de llanura. METODOLOGIA Sitio de estudio El sitio de estudio utilizado para llevar adelante esta investigación se localiza en un 206 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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sector aledaño a la ciudad de Azul, provincia de Buenos Aires, dentro del predio de la Universidad Nacional del Centro de la Provincia de Buenos Aires. El suelo se clasifica como Argiudol compuesto por un horizonte A hasta los 18 cm, un horizonte Bt desde hasta los 66 cm, el horizonte Ck hasta los 90 cm y finalmente, un horizonte petrocálcico que se extiende desde los 90 cm hasta los 130 cm de profundidad. Tanto el suelo como el horizonte petrocálcico se apoyan sobre el loess pampeano, y una descripción completa del perfil se encuentra en Dietrich et al. (2014, 2016), mientras que la distribución de los contenidos de As en Dietrich et al. (2016). Mediciones de campo En el sitio de estudio se cuenta con una parcela experimental destinada al estudio de la hidrodinámica e hidroquímica de la ZNS. La misma se encuentra instrumentada con tensiómetros a diferentes profundidades, sondas de humedad, piezómetros, una estación meteorológica de registro automático, y cápsulas de succión. Interesan particularmente estas últimas, ya que con ellas es posible el muestreo del agua de poro a diferentes profundidades y a lo largo del tiempo. Actualmente se cuenta con cinco cápsulas a las profundidades 30, 60, 90, 120 y 150 cm, de las que obtuvieron muestras a las que se realizó análisis químicos de mayoritarios y As. Los análisis que se muestran corresponden al inicio del periodo simulado Por otro lado, en uno de los piezómetros, con filtro entre los 8 y 10 m, se ha medido una concentración de As de 70 ppb. Transporte reactivo Para la simulación del transporte reactivo se utilizó el código MIN3P (Mayer et al., 2002, Bea et al., 2012, 2015). Este modelo, además del transporte de calor, resuelve el el flujo de agua y transporte de vapor en la ZNS de acuerdo a la formulación de Philip y De Vries (1957): δ Sl ρl δ Sv ρv + = ql + qv + f w + ζ δt δt

(1)

donde ϕ es la porosidad, Sl y Sv son las saturaciones de agua y vapor, respectivamente, ρ l y ρv son las densidades de la fase líquida y vapor, respectivamente, t es el tiempo, ql y qv son los flujos de agua y vapor, fw es un término fuente sumidero del fluido y ζ es una constante que relaciona el área superficial en el límite del espacio poral con respecto a su volumen. Una descripción completa de estas ecuaciones puede encontrarse en Bea et al. (2012, 2015). La relación entre Sl y Sv, con las succiones es modelada mediante la expresión de van Genuchten et al. (1980). Para la resolución de las ecuaciones del transporte reactivo multicomponente, MIN3P utiliza la aproximación por sustitución directa (Mayer et al., 2002), en donde se resuelve el balance de masa para cada una de las NC componentes químicas de acuerdo a:





  g g g φS l T ja +  φS g T j  = vl T ja  φS l τ a Da T ja  φS g τ g D g T j + Q aj + f ja + f j  t t 

(2)

donde Tja y Tjg son las concentraciones totales para la j-ésima componente en la fase líquida y gaseosa, respectivamente; vl es el flujo de Darcy, τa y τg son las tortuosidades para las fases líquido y vapor, respectivamente, Da es el tensor de difusión-dispersión acuosa; Dg es el coeficiente de difusión de un gas en el aire; Qja, es un término fuente-sumidero para la jésima componente; fja y fjg son los términos fuente-sumidero asociados a las flujos en la fase líquida y gaseosa en el contorno para la j-ésima componente, respectivamente. En la Figura 2, se muestra dominio bidimensional simulado, el cuál se extiende desde la superficie hasta los 3,5 m de profundidad. Dicha extensión permitió contener las variaciones de la superficie freática durante el periodo simulado, la que osciló entre los 0,68 207 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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y 3,25 m de profundidad. El dominio fue zonificado de acuerdo a las variaciones litológicas descriptas anteriormente, i.e., cinco materiales que incluyen el suelo (horizontes A, Bt y Ck), el horizonte petrocálcico o tosca (Ckm) y el loess parental de este suelo. Los parámetros hidráulicos para cada uno de los materiales se sintetizan en la Tabla 1, y fueron tomados de Dietrich et al., (2014). Al horizonte petrocálcico se le añadió una fractura para simular el flujo preferencial, también incluido en la Tabla 1. Las condiciones de contorno del modelo se consideraron variables en el tiempo, y las mismas se muestran en la Figura 1. En la parte superior se impusieron condiciones de contorno atmosféricas (Bea et al., 2012; temperatura de la atmósfera, radiación solar, evapotranspiración, Figura 1. Dominio bidimensional utilizado en precipitaciones, etc.). la simulación del transporte reactivo, que incluye las capas, sus espesores, y las condiciones de contorno. Tabla 1. Parámetros hidráulicos y de la ecuación de van Genuchten et al (1980), para cada uno de las zonas del modelo. θr y θs son los contenidos de humedad residual y saturado; α es la inversa de la presión de entrada de aire (cm-1), n y l son parámetros empírica y Ks es la conductividad hidráulica saturada (cm d-1) Material θr θs α n Ks l Capa 1 (A) 0,15 0,45 0,005 1,60 0,50 0,5 Capa 2 (Bt + BCk) 0,15 0,46 0,004 1,56 0,06 0,5 Capa 3 (Ck) 0,18 0,45 0,0045 1,57 0,30 0,5 Capa 4 (Ckm) 0,17 0,44 0,006 1,50 0,20 0,5 Capa 5 (Loess) 0,15 0,41 0,007 1,60 2,00 0,5 Fractura 0,15 0,41 0,007 1,60 20,0 0,5

En la parte inferior se impuso la presión de agua representando la superficie freática. Si bien la definición del dominio se realizó en 2D, se asumió flujo predominantemente vertical, sin aportes laterales (bordes impermeables). Se definieron ocho componentes para la descripción del sistema geoquímico, y las principales reacciones químicas en equilibrio incluidas se muestran en la Tabla 2. Se consideraron las componentes químicas H+, H3AsO4, CO3-2, Cl-, Na+, Ca+2, Mg+2, y la formación de los complejos acuosos OH-, MgOH+, MgCO3(ac), MgHCO3+, NaOH, CaOH+, CaHCO3+, CaCO3 (ac), CO2 (ac), NaCO3-, NaHCO3(ac), H2AsO3-, HAsO3-2, H4AsO3+, H2AsO4, HAsO4-2, AsO4-3, HCO3- y H2CO3 (ac). Se incluyeron también las reacciones de disolución/precipitación de calcita (CaCO 3(s)), y la exsolución de CO2(g). En cuanto a las reacciones de complejación superficial, se han considerado las reacciones de adsorción de As(V) (Dzombak y Morel, 1990), así como también la adsorción de las especies de carbono que compiten con el As por los sitios de adsorción (Appelo et al., 2002). También se consideraron las reacciones de intercambio catiónico Na/K/Ca/Mg. Los contenidos de calcita y goethita fueron estimados a partir de experimentos de extracciones secuenciales (Dietrich et al., 2016). Cabe aclarar que la goethita fue asumida como el único óxido de hierro con capacidad adsorbente, y para este último, se utilizó un 208 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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área específica de 158,1 m 2 g-1 y una densidad de sitios de 1.004 por nm 2 (Kanematsu et al., 2013). Tabla 2. Principales reacciones contempladas en la simulación. Complejos acuosos log K -14.00 pueden crear objetos modificando códigos de campo.

¡Error! No se ¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo. ¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo. ¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo. Disolución/precipitación mineral y exsolución de gases

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16.68 10.34 16.68 log K 8,48 log K 7,29

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El tiempo total simulado fue de 546 días, cubriendo el período que va desde abril de 2014, hasta septiembre de 2015. El agua de recarga fue considerada con un pH 5 y una presión parcial de CO2 igual a la atmosférica. RESULTADOS, ANALISIS Y DISCUSION En la Figura 2a se presenta la distribución de As en función de la profundidad para diferentes tiempos (0, 73, 292 y 546 días, respectivamente). La distribución espacial de las concentraciones de As y la alcalinidad a diferentes tiempos, y la evolución temporal a diferentes profundidades se muestran en las Figuras 2 y 3, respectivamente. En líneas generales el modelo captura la distribución observada de As (Figura 2A). Las mayores concentraciones de As adsorbido se observan en la porción superior de la zona no saturada en donde los contenidos de goethita son mayores (Figura 2a). Este hecho guarda relación con la mayor proporción de óxidos e hidróxidos de Fe hallados en esta porción del perfil mediante la aplicación de extracción secuenciales (Dietrich et al., 2016). Sin embargo, las contenidos medidos de As en el agua poral muestran, para este mismo intervalo, los menores valores.

209 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 2. Distribución de las concentraciones medidas y simuladas de: a) As disuelto a 0, 73, 292 y 546 días; b) As adsorbido en los sedimentos a los 546 días; c) alcalinidad a 0, 73, 292 y 546 días. Símbolos: el círculo abierto corresponde a la media de los datos medidos mientras que las barras indican el mínimo y el máximo. Se muestra también la litología asociada.

Figura 3. Evolución temporal del As en solución para diferentes profundidades. Se indica la posición de la superficie freática, las precipitaciones y las litologías. En líneas de puntos se indican los valores de alcalinidad total simulada para las profundidades de 90 y 120 cm.

210 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Sin embargo, las mayores concentraciones de As se han registrado dentro o en el límite del horizonte petrocálcico (120 ó 90 cm, respectivamente). Este hecho se vería favorecido en primer lugar, por el menor contenido en óxidos e hidróxidos de Fe, y en segundo lugar, por la competencia que produce el ion bicarbonato por los sitios de adsorción (Appelo et al., 2002; Puccia et al., 2015). Este último concepto se manifiesta claramente a través de la buena correlación que muestra el As en solución con la alcalinidad, tanto en las mediciones de campo como en los resultados de la simulación (resultados no mostrados). Prácticamente en la totalidad del periodo simulado, las máximas concentraciones de As se predicen entre los 90 y 120 cm de profundidad, en coincidencia con la posición del horizonte petrocálcico (Figura 3). El modelo predice un pronunciado descenso en las concentraciones de As a los 120 cm, el cual estaría acompañado por un importante descenso en la alcalinidad. El gran volumen de agua recargada durante ese periodo (hasta los 180 días), produciría un ascenso del nivel freático por encima del horizonte petrocálcico, desplazando así el frente de alcalinidad permitiendo una adsorción del As en la base de este nivel (ver curva a 120 cm en la Figura 3), y una desorción en su límite superior (ver curva a 90 cm en la Figura 3). Esta misma tendencia se predice a los 475 días. CONCLUSIONES Los resultados de la simulación con transporte reactivo, validados a partir de los datos de campo, predice el importante papel que podría jugar la alcalinidad en la movilidad del As. Este fenómeno se explicaría a partir de la competencia por los sitios de adsorción que ejerce el ion bicarbonato, desplazando al ion arseniato. Si bien la presencia de óxidos e hidróxidos de Fe es indispensable para mantener el As adsorbido en los sedimentos, los cambios en la alcalinidad pueden promover la liberación del este ion al agua de poro. Dentro del periodo simulado, se predice este fenómeno en los momentos en los que la superficie freática alcanza o supera el horizonte petrocálcico, produciendo un aumento en la alcalinidad en la porción superior del terreno, que contiene las mayores proporciones de óxidos e hidróxidos de Fe. AGRADECIMIENTOS Los fondos para solventar esta investigación provienen del proyecto PID-0075/2011, financiado por la ANPCyT y por el COHIFE. Se agradece a la Lic. Fátima Altolaguirre del laboratorio de aguas del IHLLA por el análisis de las muestras de agua poral. REFERENCIAS Amiotti, N., Blanco, M. del C. y Sanchez, L.F., 2001. Complex pedogenesis related to differential aeolian sedimentation in microenvironments of the southern part of the semiarid region of Argentina. Catena 43: 137–156. Anawar, H.M., Akai, J. y Sakugawa, H., 2004. Mobilization of arsenic from subsurface sediments by effect of bicarbonate ions in groundwater. Chemosphere 54: 753–762. Appelo, C.A.J., van der Weiden, M.J.J., Tournassat, C. y Charlet, L., 2002. Surface complexation of ferrous iron and carbonate on ferrihydrite and the mobilization of arsenic. Environ. Sci. Technol. 36: 3096-3103. Arribére, M.A., Cohen, I.M., Ferpozzi, L.H., Kestelman, A.J., Casa, V.A. y Ribeiro Guevara, S., 1997. Neutron activation analysis of soils and loess deposits, for the investigation of the origin of the natural arsenic-contamination in the Argentine Pampa. Radiochimica Acta 78: 187-191. Auge M., Espinosa Viale, G. y Sierra, L., 2013. Arsénico en el agua subterránea de la Provincia de Buenos Aires. En: González et al. (eds). Agua subterránea, recurso estratégico. Edulp, La Plata, vol. 2, 58:63. Bea, S., Wilson, S., Mayer, K., Dipple, G.; Power, I. y Gamazo, P., 2012. Reactive transport modeling of natural carbon sequestration in ultramafic mine tailings.Vadose Zone J, 2012, 11(2), 1-17 Bea, S. A.; Mayer, U. K. & MacQuarrie, K. T., 2015. Reactive transport and thermo-hydro-

211 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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212 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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IDENTIFICACION Y CARACTERIZACION HIDROLOGICA DE LAGUNAS DEL NORESTE DE LA PROVINCIA DE LA PAMPA Dornes, Pablo F.1, Comas, Rocío N.1, Cardín, Daniel2, Pochetti, Roberto1, Ianni, Juan1 y Kruse, Eduardo3,4. 1. Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad Nacional de La Pampa. Av. Uruguay 151. Santa Rosa, La Pampa, Argentina. Tel: 54-2954-245220 int.7620, Fax: 432535. Email: [email protected] 2. Dirección General Catastro de La Pampa, Casa de Gobierno, Santa Rosa, La Pampa. 3. Facultad de Ciencias Naturales y Museo, Universidad Nacional de La Plata 64 n°3, La Plata, Buenos Aires, Argentina. 4 Consejo Nacional de Investigaciones Científicas y Técnicas (CONICET). Argentina.

Resumen La ocurrencia de lagunas en la región pampeana occidental, es consecuencia de la dinámica del ciclo hidrológico. Sin embargo, dicho efecto no es uniforme y es más notorio en determinados sectores o áreas con geoformas características que resultan en interacciones agua subterránea-superficial particulares. Fundamentado en la amplia variabilidad observada, el objetivo fue identificar las lagunas existentes y caracterizar su ocurrencia y dinámica hidrológica. El estudio cubrió un área de 58.300 km2 en el NE de la provincia de La Pampa y se basó en el uso de sensores remotos a partir del análisis de imágenes los satélites LANDSAT 5 y 8. Se utilizaron tres períodos con características hidrológicas contrastantes, 2001 (húmedo), 2009 (seco) y 2013 (actual y situación media). La identificación de lagunas se realizó por medio de dos índices espectrales (MNDWI y CEDEX). Según el comportamiento hidrológico registrado, se diferenció a las lagunas en permanentes, semi-permanentes y temporarias, se inventariaron más de 4.500 lagunas e identificaron 8.100 cuerpos de agua menores. El área anegada fluctuó entre períodos húmedos y secos de 185.000 ha a 13.000 ha. Además, fue posible la agrupación de lagunas en cuatro tipos principales. Palabras claves: La Pampa, lagunas, sensores remotos.

Abstract The occurrence of lagoons in the western Pampas region is a consequence of the dynamics of the hydrological cycle. However, this effect is not uniform and is more noticeable in certain sectors or areas with given landforms that result in particular groundwater-surface interactions. Based on the wide observed variability, the objective was to identify lagoons and characterize their occurrence and hydrological dynamics. The study covered an area of 58,300 km2 in the NE La Pampa province. It was based on the use of remote sensing through the image analysis of the LANDSAT 5 y 8 satellites. Three periods with contrasting hydrological characteristics were used, 2001 (wet), 2009 (dry) and 2013 (current and average situation). The identification of lagoons was conducted by two spectral indices (MNDWI and CEDEX). According to the hydrological behavior registered, permanent, semipermanent and temporary lagoons were defined; more than 4,500 lagoons were inventoried and 8,100 ponds were identified. The flooded area fluctuated between wet and dry periods from 185,000 ha to 13,000 ha. In addition, it was possible grouping the lagoons in four main types. Keywords: La Pampa, lagoons, remote sensing.

213 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS Los fenómenos de escorrentía superficial en la llanura pampeana, caracterizada por sus bajos gradientes hidráulicos y la falta de sistemas de drenaje definidos, son debido a los excesos de precipitación que en dichas áreas se originan cuando el volumen resultante de la precipitación menos la evapotranspiración, excede la capacidad máxima de almacenamiento edáfico el cual resulta también disminuido, por el ascenso de los niveles freáticos. En tales circunstancias, la escorrentía y la descarga acuífera hacia áreas deprimidas resulta en la formación de numerosas lagunas que dependiendo de las geoformas puede dar lugar a procesos de escorrentía a partir de la interconexión de áreas deprimidas. Así, la ocurrencia de lagunas está relacionada a escenarios de excedentes hídricos pudiendo conformar grandes áreas anegadas (Ussunoff et al., 1999; Kruse y Zimmermann, 2002). En la región pampeana occidental la ocurrencia de lagunas, es también consecuencia de la dinámica del ciclo hidrológico con un notable incremento de su número y extensión en períodos húmedos, disminuyendo marcadamente en períodos secos. Sin embargo, dicho efecto no es uniforme y es más notorio en determinados sectores o áreas con geoformas características que resultan en interacciones agua subterránea-superficial particulares y con mecanismos generadores de escorrentía del tipo hortoniano, raramente presentes en llanura pampeana oriental (Dornes et al., 2014). Fundamentado en la amplia variabilidad espacial observada en el sector noreste de la provincia de La Pampa, el objetivo fue identificar las lagunas existentes y caracterizar su ocurrencia y dinámica hidrológica. Este trabajo formó parte de la ejecución de la primera etapa del Inventario de los Recursos Hídricos de la provincia de La Pampa (UNLPam, 2015) a los efectos de implementar un sistema de clasificación u ordenamiento de cuerpos de agua a partir un análisis integrador de aspectos hidrológicos, hidroquímicos y geomorfológicos, como herramienta de gestión de la Secretaría de Recursos Hídricos de La Pampa. METODOLOGIA Área de Estudio El estudio cubrió un área total de 58.300 km 2 en el noreste de la provincia de La Pampa (Figura 1) abarcando cuatro de las regiones hídricas cartografiadas por Giraut et al. (2006). La región está ubicada en un área de transición entre el clima templado subhúmedo o pampeano al Este y el semiárido al Oeste. Las temperaturas medias anuales fluctúan entre los 16,1 y 14,9°C. El invierno es seco y presenta una temperatura mínima media mensual de 2°C mientras que el verano es caluroso con la máxima media mensual superior a los 22°C. Las precipitaciones anuales oscilan entre 800 mm al NE y 500 mm al SO, con mayores precipitaciones en el período estival aunque concentrándose en los meses de transición de otoño y primavera, y muy escasas en el período invernal. El área de estudio incluye cuatro regiones hídricas con una estrecha vinculación a sus características geomorfológicas. La región medanosa de la llanura oriental (Región I), es una extensión del campo de médanos modelados por acción eólica e hídrica y conforma una extensión del paisaje del oeste bonaerense. En dicha región la ocurrencia de lagunas está en estrecha relación a la pluviometría y al consecuente ascenso del nivel freático, que se manifiesta a partir de flujos de descarga local de médanos o dunas a depresiones o bajos topográficos. La región de la planicie pampeana central (Región II) posee un relieve uniforme, suavemente ondulada alternando pequeñas lomas y depresiones, donde suele existir una costra calcárea cubierta por sedimentos de origen eólico. Los cuerpos de agua se ubican típicamente en cubetas de deflación asociadas a médanos o acumulaciones arenosas locales. La región de la planicie longitudinal con bajos medanosos (Región III) presenta un relieve ondulado aunque con características contrastantes, que resultan en una mayor ocurrencia de cuerpos de agua en el sector sur caracterizado por un potente manto arenoso denominado El Meauco y con niveles saturados más someros que el sector norte. La región de los valles transversales (Región IV) se manifiesta por medio de valles de gran 214 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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longitud alineados con rumbo SO/NE, que pueden contener cordones medanosos y lagunas asociadas a los mismos. Se destacan también las lagunas hipersalinas generalmente ubicadas al final de los valles en el sector oriental de los mismos.

Figura 1. Área de estudio y detalle de las regiones hídricas estudiadas.

Identificación de lagunas Considerando la extensión areal y el gran número de lagunas existentes, la identificación de las mismas se realizó mediante el uso de sensores remotos. El estudio se basó en análisis de imágenes ópticas multiespectrales con cobertura espectral en las longitudes de onda del visible y del infrarrojo de onda corta y térmico TM (Thematic Mapper) del satélite LANDSAT-5 y OLI (Operational Land Imager) del satélite LANDSAT-8, con una resolución espacial de 30 x 30 m y un ancho de cobertura 180 x 180 km. El análisis de dichas imágenes permitió discriminar distintos tipos de cubiertas como el límite agua – no agua (resolución espectral) y la capacidad de registrar información de detalle (resolución espacial). Para identificar la existencia de los cuerpos de agua y comparar su permanencia en el tiempo fueron seleccionados tres años contrastantes que representan condiciones hidrológicas medias, de excedente y de sequía. Se utilizaron imágenes del año 2013 como condición media o actual, imágenes del año 2001 para la situación de excedentes y para la de sequía o período seco, imágenes del año 2009. La selección de la fecha de las imágenes dependió de la variabilidad pluviométrica espacial registrada en el área de estudio, de la cobertura nubosa presente en las imágenes y de la disponibilidad en el sitio web de Earth Explorer del Servicio Geológico de Estados Unidos. Debido a diversos factores y en especial a la profundidad del agua en las lagunas, muchas veces somera con rango de reflectancia similares a suelos húmedos, resultó más satisfactorio la implementación de índices espectrales basados en la baja reflectividad del agua en las bandas del infrarrojo cercano y medio por sobre técnicas de clasificación supervisada o no supervisada. Fueron seleccionados en función de su performance el índice del CEDEX (Ángel Martínez, 1994; Castaño, 1999) descripto en la Ecuación 1 para imágenes Landsat 5 y el índice modificado de diferencial de agua normalizado (MNDWI; Hanqiu Xu, 2006) detallado en la Ecuación 2, para imágenes Landsat 8 correspondientes al año 2013. (1)

(2)

Siendo: G (banda 2): verde, R (banda 3): rojo, NIR (banda 4): Infrarrojo cercano y MIR (banda 5): Infrarrojo medio. Para la aplicación del MNDWI fue considerada la diferencia que presenta el Landsat 8 en el ancho de longitud de onda de cada banda con respecto a satélites anteriores.

215 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Se observó claramente la sensibilidad de la banda MIR que resulta en una marcada diferenciación de cuerpos de agua respecto del suelo y la vegetación. Considerando la significativa diferencia en la ocurrencia, área y profundidad de cuerpos de agua entre períodos húmedos y secos se procedió a un análisis de sensibilidad del rango de selección que resultó en los siguientes valores de pixeles para el agua: 2001 5 mm), por debajo del cual no se registran excesos. Por otro lado también es posible observar que existe una gran variación de los mismos aún para años en los que la precipitación anual es similar. Esto refleja, que la distribución de la precipitación a lo largo del año y las características de la tormenta son condicionantes de la generación de excesos. Las lluvias que ocurran en invierno estarán afectadas en menor medida por la evapotranspiración que aquellas que sucedan en verano y, por otro lado, durante los eventos de tormenta que duran más de dos días, una vez superada la capacidad de campo, prácticamente todo lo que llueve se convierte en recarga. En cuanto a la tendencia del fenómeno recarga, se analizó la variación histórica de la temperatura puesto que la misma está directamente relacionada con la Evapotranspiración potencial (ETP). Se pudo observar que desde 1982 a 2014 si bien la temperatura media ha fluctuado dentro de un rango entre 12 y 15°C, mantuvo en general una tendencia ascendente en la media anual (Fig. 5). 234 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 4. Gráfico de comparación de las lluvias acumuladas anuales versus los excesos acumulados anuales del lapso 1982-2014.

Figura 5. Temperaturas medias anuales del lapso 1982-2014 según la estación meteorológica CENPAT

Este patrón se observa para Patagonia desde 1950 (Rosenblüth et al., 1997; Boninsegna et al. 2009; Villalba et al., 2003; Vincent et al., 2005) y la proyección es que la temperatura continúe aumentando (Barros et al., 2014). Junto al incremento de la temperatura y consecuentemente de la demanda atmosférica va asociada una disminución potencial de los excesos y por lo tanto de la recarga. No obstante esta proyección, el efecto de las tormentas extraordinarias sobre la generación de excesos sigue siendo un factor condicionante del fenómeno recarga. CONCLUSIONES La recarga estimada por los métodos de balance hídrico, fluctuación de niveles y balance de Cloruros arroja valores entre 8 y 26 % para el área de médanos vegetados. El método de Balance de Cloruros permitió a su vez estimar un valor de recarga para la zona de médanos activos o sin vegetación del orden de los 24 a 43 %. El modelo matemático presentó un mejor ajuste al discretizar los valores considerando los médanos vegetados y sin vegetar, utilizando valores de 15% a 26% para los médanos con vegetación y de 43% sin vegetación. Utilizar más de un método permitió alcanzar un mejor ajuste de la variable recarga. 235 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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ESTIMACIÓN PRELIMINAR DE LA RECARGA EN UN ACUÍFERO CARBONATADO DE ALTA MONTAÑA: PARQUE NACIONAL DE ORDESA Y MONTE PERDIDO (HUESCA, ESPAÑA) 1

Jodar, Jorge ; 2Lambán, Luis Javier y 1, 3Custodio, Emilio

1

Grupo de Hidrología Subterránea, Departamento de Ingeniería Civil y Ambiental, Universitat Politècnica de Catalunya. C/Jordi Girona 1-3, UPC Campus Nord, Edificio D2. 08034 Barcelona, [email protected]; [email protected] 2 Instituto Geológico y Minero de España, Unidad de Zaragoza, C/ Manuel Lasala, 44, 9º B, 50006 Zaragoza, España, 3 Real Academia de ciencias

Resumen Se estima la recarga al acuífero carbonatado del Paleoceno-Eoceno-Cretácico, en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (PNOMP), mediante el código HBV y los niveles medidos en el piezómetro de Torla. Se utilizan las series de precipitación y temperatura de la estación meteorológica de Góriz, a cota 2200 m. El clima es frío, con estación seca, veranos templados y frescos e importantes variaciones altitudinales. La temperatura promedio anual es de 4,9ºC y la precipitación media es de 1650 mm/a. La evapotranspiración potencial estimada mediante Penman es de 1083 mm/a. Para episodios intensos de precipitación se prevé una respuesta hidrológica relativamente rápida, controlada por la red principal de conductos kársticos, pero no se dispone de hidrogramas ni de los manantiales ni del río Arazas. La porosidad primaria (intergranular) y secundaria (fracturas y esquistosidad) condiciona el caudal de base y el flujo regional del acuífero. HBV es un modelo agregado estándar de dos cajas (i.e. suelo y acuífero) que considera dos zonas de vegetación (árboles y prados alpinos) para altitudes inferiores y superiores a los 2000 m respectivamente. Se ha simulado a nivel diario desde Jul-1954 hasta Sep-2015. La recarga aumenta con el valor límite de percolación a la celda subterránea. Oscila entre el 59 y 93% de la precipitación media anual, con un promedio del 80%. Palabras claves: recarga, acuífero carbonatado, alta montaña, Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, HBV

Abstract Recharge to the Palaeocene-Eocene-Cretaceous carbonated aquifer in the Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (PNOMP) has been estimated applying the code HBV and levels measured in the Torla piezometer. Precipitation and temperature series of the Góriz meteorological station have been used, at an altitude of 2200 m. Climate is cold, with a dry season, mild and fresh summers, and important altitudinal changes. The yearly average temperature is 4.9ºC and the average precipitation is 1650 mm/yr. Potential evapotranspiration, estimated with Penman is 1083 mm/yr. For intense precipitation events, a relatively fast hydrological reaction is expected, which is controlled by the main network of karstic conduits, but hydrographs are not available, neither of the springs nor of the Arazas River. Primary (intergranular) and secondary (fractures and schistosity) porosities condition discharge and regional aquifer flow. HBV is a standard lumped model of two boxes (i.e. soil and aquifer) which considers two vegetation zones (trees and alpine prairies) for altitudes below and above 2000 m respectively. Simulation has been done at daily level from Jul-1954 to Sep-2015. Recharge increases with the upper percolation limit to the underground cell. It ranges 59 to 93% of average yearly precipitation, with 80% as the average recharge value. Key words: recharge, carbonated aquifer, High Mountain, Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, HBV.

237 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS El objetivo del trabajo es estimar la recarga en el sistema acuífero PaleocenoEoceno-Cretácico del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (PNOMP). Para ello se implementará el modelo conceptual en un modelo agregado en HBV y se calibrarán sus parámetros hidrológicos, de manera que se pueda simular la dinámica de niveles piezométricos observada en un piezómetro de control. El PNOMP se sitúa al noreste de España, en el sector central de la Cordillera Pirenaica (Figura 1). Esta tiene una orientación ONO-ESE y es la cadena montañosa más importante de la Península Ibérica. La orografía del PNOMP está dominada por el macizo de las Tres Sorores, cuya máxima altitud corresponde al Pico de Monte Perdido (3355 m s.n.m), el cual es la tercera mayor cota de toda la Cordillera Pirenaica.

Figura 1. Situación geográfica de la zona de estudio

Desde un punto de vista climático, según la clasificación Köppen-Geiger (Peel et al. 2007), en el PNOMP se tiene un clima frío con estación seca, veranos templados y frescos e importantes variaciones altitudinales (AEMET/IM 2011). En la estación meteorológica de Góriz, que está situada a una altitud de 2500 m (Figura 2), la temperatura promedio anual es de 4,9ºC y la precipitación media es de 1650 mm/a. Las medias mensuales de la precipitación presentan dos máximos, en Octubre y Mayo, con 220 y 185 mm, respectivamente, y dos mínimos, en Febrero y Julio, con 80 y 105 mm, respectivamente. La evapotranspiración potencial (Penman) estimada por Badía y Martí (1999) en Fragen (municipio de Torla-Ordesa a 1100 m s.n.m.) es de 1083 mm/a.

238 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 2. (A) Precipitación y temperatura mensuales promedio para la estación meteorológica de Góriz (2200 m s.n.m.) para el periodo 1985-2005. La localización de la estación está en las Figuras 1 y 2. (B) Relación entre la precipitación mensual promedio asociada a cada patrón de circulación atmosférica y la precipitación mensual promedio. Las líneas azules y rojas corresponden a vientos provenientes del Atlántico y del Mediterráneo, respectivamente (adaptado de Lambán et al. 2014).

El relieve montañoso impone modificaciones en la dinámica de ciertos factores climáticos (Creus, 1987). Así, el gradiente altitudinal de la precipitación supone un aumento de 40 mm/100m y un descenso de la temperatura de 0,55ºC/100m. En general, la media anual de la humedad relativa (HR) más alta en la zona baja (75%) que en la parte alta del PNOMP (65%) (Marqués López, 2013). Hay una relación inversa entre temperatura y humedad relativa, de forma que los mínimos de temperatura coinciden con los máximos de HR y a la inversa. Al igual que ocurre con las temperaturas, las oscilaciones diarias de HR en la zona baja son mucho más amplias que las que se dan a 1700 m s.n.m. Adicionalmente, en promedio la zona baja es 0,62ºC más fría que la parte alta del PNOMP, lo que confirma la existencia de inversión térmica (Benito Alonso, 2006). Los bosques ocupan apenas un 20% de la extensión del parque. En el piso montano (800-1700 m de altitud) se encuentran numerosos bosques de haya, abeto, pino royo, quejigo y tremolines, con menor presencia de abedules, fresnos, sauces, avellanos e incluso carrascas. En la franja superior, hasta los 2000 m s.n.m domina el pino negro. El sotobosque hasta los 1800 m está dominado por el boj. A cotas altas (2000 y 3300 m de altitud) dominan los pastos de altura (Benito Alonso, 2006). El material parental de la mayor parte de los suelos presentes en el PNOMP son calcilutitas, con cierta proporción de areniscas del Eoceno, fundamentalmente de cemento calcáreo, materiales ocasionalmente coluvionados, y calizas paleocénicas dispuestas in situ (IGME, 1982). La capacidad de campo y el punto de marchitez promedio de estos suelos son del orden del 40 y 16% respectivamente (Badía et al., 2002). Para espesores de suelo de un metro suponen láminas de 40 y 16 mm respectivamente. Balcells-Rocamora y Pelegrín-Gil (1992) estimaron en 50 mm la capacidad de campo en los suelos del PNOMP. Desde una perspectiva hidrogeológica, las calizas, dolomías y calcarenitas, tanto del Paleoceno-Eoceno inferior como del Cretácico superior (Figura 3) constituyen las formaciones permeables más importantes en superficie y en ellas se presentan las descargas de agua más significativas. La potencia del conjunto es de 200 a 300 m, aunque el espesor de dichas formaciones se multiplica en el sector septentrional por causas tectónicas (pliegues apretados y apilamientos tectónicos), lo que permite el desarrollo de sistemas kársticos que superan los 1000 m de zona no saturada, como es el caso de los sistemas de Arañonera y de las Fuentes de Escuaín. El yacente está constituido por las facies terrígenas del Maestrichtiense, que son las responsables de los numerosos manantiales de la red de drenaje que existen en los valles de Añisclo y Ordesa. A techo se emplaza una potente serie margosa del Ilerdiense–Cuisiense que confina el acuífero en la mitad meridional de la unidad y lo separa de las calizas de Boltaña suprayacentes (CHE, 1998; Ríos-Aragüés, 2003). 239 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Figura 3. Cartografía geológica del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido y cortes geológicos A-A’ y B-B’ (modificado de Lambán et al. 2014).

MATERIALES Y MÉTODOS En la zona de estudio se encuentra el piezómetro de Torla (código 09.205.02) perteneciente a la red de control de la Confederación Hidrográfica del Ebro. Se sitúa en la pista que va a Bujaruelo, a 500 m del desvío del puente de los Navarros, ubicado en la carretera que va al PNOMP. En el Puente de los Navarros es donde el Río Arazas 240 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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desemboca en el río Ara del que es tributario. En este punto, la cuenca hidrográfica del río Ara tiene una superficie similar a la del río Arazas. El piezómetro se encuentra situado sobre las calizas paleocenas y tiene una profundidad de 116 m, disponiéndose de la serie mensual de niveles piezométricos observados entre Sep 2005 y Sep 2015. En el ensayo de bombeo escalonado tras la construcción del piezómetro se obtuvo una transmisividad de 27 m 2/d. En el área de estudio hay datos meteorológicos de tres estaciones pertenecientes a la Agencia Estatal de Meteorolgía (AEMET): 1) Estación de Torla (código 9814), situada a 1053 m s.n.m., con datos de precipitación y temperatura en el intervalo Jul 1953-Ene 2013. Actualmente está fuera de servicio, 2) Estación de Fanlo-Góriz (código 9812E), situada a 2195 m s.n.m., con datos de precipitación y temperatura en el intervalo Ene 1981-Sep 2015. Esta estación es gestionada por la Federación Aragonesa de Montaña y 3) Estación de Ordesa-Pradera (código 9812I), situada a 2195 m s.n.m., con datos de precipitación y temperatura en el intervalo Nov 2014-Sep 2015. Para Góriz se ha generado una serie diaria de precipitación y temperatura que cubre el intervalo Jul 1953-Sep 2015, utilizando las series transformadas por anamorfosis de las estaciones de Torla y la Pradera respecto la serie temporal de Góriz. Estas series han servido para completar los huecos en las series de precipitación y temperatura existentes en las series de Góriz Dado que se dispone de todas series temporales de las variables meteorológicas necesarias para poder estimar la evapotranspiración potencial (ETP) mediante el método de Penman (Allen et al., 1998), se obtiene una serie temporal diaria de ETP utilizando el método de Hargreaves (Hargreaves and Samani, 1982, 1985), que está basado en la temperatura y permite estimar la ETP con los datos meteorológicos de disponibles. Con esta serie diaria de ETP se calculan los promedios estacionales y se comparan con los valores estacionales obtenidos por Badía y Martí (1999) con el método de Penman (Figura 4). Los valores estacionales obtenidos por el método de Hargreaves infravaloran los valores de ETP obtenidos por el método de Penman durante los meses de primavera, que es cuando la capa de nieve que cubre la zona de estudio tiene mayor superficie y espesor. En la Tabla 1 se calcula el factor de corrección mensual a aplicar a los valores estacionales de ETP obtenidos por el método de Hergreaves para igualar estos a los valores estacionales de ETP obtenidos por Badía y Martí (1999) (Tabla 1).

Figura 4. ETP estacional obtenida de los datos diarios calculados mediante el método de Heargreaves y la serie estacional de ETP obtenida por Badía y Martí (1999) mediante el método de Penman. Tabla 1. Factor corrector mensual a aplicar a la serie diaria de ETP de Hergreaves para obtener una serie diaria de ETP con valores estacionales iguales a los obtenidos por Badía y Martí (1999) con el método de Penman.

¡Error! No se pueden crear objetos modificando códigos de campo. Una vez calculados los factores estacionales de corrección de la ETP se aplican a la serie temporal de ETP de Hargreaves. Así se obtiene una serie diaria de valores de ETP, los cuales en promedio estacional coinciden con los obtenidos por Badía y Martí (1999) con el método de Penman para la zona de estudio. 241 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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Para la estimación de la recarga se ha aplicado el código HBV, que es un modelo agregado estándar de precipitación-escorrentía ampliamente empleado en previsiones hidrológicas y en estudios de balance hídrico. Trata de abarcar los procesos más importantes de generación de escorrentía empleando una estructura de dos cajas (i.e. suelo y acuífero) y un pequeño número de parámetros (Seibert, 1997, 2005), lo cuales se pueden calibrar automáticamente. El código HBV consta de los módulos principales de: 1) fusión y acumulación de nieve, 2) humedad del suelo y precipitación efectiva, 3) evapotranspiración. Como resultado se obtiene el caudal de escorrentía asociado a cada caja. No se dispone de los datos de escorrentía de la estación de aforo que recoge la descarga del sistema hidrológico. Solo se tiene la serie temporal de nivel de un piezómetro próximo a la zona de descarga. Por este motivo hemos transformado la escorrentía subterránea calculada por el modelo HBV en una serie temporal de nivel piezométrico, asumiendo que las variaciones de caudal de escorrentía subterránea se corresponden a variaciones de almacenamiento en el acuífero. Dado que este proceso es externo al código HBV la calibración de los parámetros del modelo se realiza de manera manual. RESULTADOS, ANÁLISIS Y DISCUSIÓN A escala regional, tanto la porosidad primaria (i.e. intergranular) como la secundaria (fracturas y esquistosidad del material carbonatado) condicionan el caudal de base de descarga y el esquema regional de flujo del acuífero. La piezometría regional responde de forma mucho más lenta a la precipitación que los caudales de descarga a escala local. La aplicación del código HBV (Figura 5; Tabla 2) permite observar como la recarga del acuífero aumenta según lo hace el valor del PERC (valor límite de percolación a la celda subterránea). La recarga obtenida presenta un valor promedio de 80% de la precipitación y oscila entre el 59% y el 93% para valores de PERC entre 5 y 30 mm/d, respectivamente. En la Figura 7 se puede ver que la respuesta del modelo en función del valor del parámetro PERC es similar en todos los casos. El coeficiente de almacenamiento promedio es de 0.27, y oscila entre 0.17 y 0.33 para valores de PERC comprendidos entre 5 y 30 mm/d, respectivamente.

Figura 5. Niveles piezométricos medidos en el piezómetro de Bujaruelo y niveles piezométricos calculados con los valores de recarga según el HBV, para diferentes valores del parámetro PERC. Tabla 2. Parámetros del modelo HBV obtenidos tras la calibración Parámetros

242 ISBN: 978-987-661-225-8: Relación Agua Subterránea – Agua Superficial.

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General PERC (mm) UZL (mm) K0 (día-1) K1(día-1)

15,00 205,00 0,60 0,5

K2(día-1) MAXBAS (-) PCALT (%/100m) TCALT (˚C/100m) TT (˚C) CFMAX (mm/(˚C·día)) SFCF (-) CFR (-)

0,0008 7,00 8,76 -0,55

CWH (-) FC (mm) LP (mm) (-)

Zona vegetation 1

Zona vegetation 2

1 2 0,8 0,15

1 2 0,8 0,05

0,3 50 0,5 0,5

0,1 30 0,5 0,5

CONCLUSIONES Se han calibrado los parámetros de un modelo HBV para reproducir la respuesta de niveles piezométricos observada de piezómetro de Torla, el cual se considera representativo de la dinámica de niveles a escala regional del sistema acuífero Paleoceno-EocenoCretácico del PNOMP. El modelo es capaz de reproducir los niveles observados a escala diaria. Se estima que la recarga de la lluvia que está en torno al 80% de la precipitación. Este valor es coherente con los valores que se esperaría para un sistema acuífero desarrollado en calizas que sufren un importante proceso de karstificación tanto en superficie como en profundidad. Los resultados obtenidos se van a comparar con los que se obtengan con el código Visual Balan (Samper el al., 2005) para el balance de agua en el suelo, que es conceptualmente más ajustado y que ha dado buenos resultados en formaciones carbonáticas (Hornero et al., 2016; Espinosa Martínez y Custodio, 2014) en las que además se dispone de una estimación de la recarga por balance de la aportación atmosférica de cloruros. REFERENCIAS AEMET y IM., 2011. Atlas climático ibérico. AEMET & IM. Madrid: 1-80 Allen, R. G., Pereira, L. S., Raes, D. y Smith, M., 1998, Crop evapotranspiration – Guidelines for computing crop water requirements. FAO Irrigation and Drainge Paper 56. Badía D., Martí, C., 1999. Suelos del Pirineo Central: Fragen. INIA, UZ, CPNA, IEA, Huesca. Badía, D., García-González, R. y Martí Dalmau, C., 2002. Clasificación de suelos en pastos alpinos de Aísa y Ordesa (Pirineo Central). Edafología, 9(1): 11-22. Balcells-Rocamora, E. y Pelegrín-Gil, E., 1992. Consideraciones fenológicas de las biocenosis de altitud en el Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, acompañadas y apoyadas mediante estudio preliminar de los datos meteorológicos obtenidos, desde 1981 a 1989, en el observatorio de Góriz. Instituto Lucas Mallada: Revista de Ciencias, (4): 71-160. Benito Alonso, J.L., 2006. Vegetación del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido (Sobrarbe, Pirineo central aragonés) Consejo de Protección de la Naturaleza de Aragón. Gobierno de Aragón. Zaragoza, Serie Investigación nº 50: 1-421 + Mapa de vegetación 1:40.000. Bergström, S., 1976. Development and application of a conceptual runoff model for Scandinavian catchments, SMHI RHO 7, Norrköping, Sweden: 1-134.

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