Aspectos generales

6. HIDROQU´

IMICA ELEMENTAL E

ISOT ´

OPICA Y G ´

ENESIS DE TOBAS

parajes. Frecuentemente, las aguas contienen cloruros, nitratos y sulfatos, mientras que fosfatos y

nitritos no suelen estar presentes en ambientes no contaminados (Root et al., 2004). Resulta dif´ıcil

precisar la composici´

on elemental de las aguas de lluvia, la del vapor atmosf´

erico, as´ı como la de

cada lugar. Concentraciones de cloruros en las aguas mete´

oricas, se correlacionan, generalmente,

con la proximidad de las aguas marinas.

Los niveles de δ

18

O dependen de la localizaci´

on geogr´

afica, la altitud y latitud de la zona donde

se producen las lluvias (Andrews, 2006), as´ı como de la distancia al oc´

eano suministrador del agua

evaporada (Root et al., 2004). La composici´

on isot´

opica del ox´ıgeno est´

a determinada por:

los procesos de evaporaci´

on en ´

ambitos oce´

anicos;

la precipitaci´

on mete´

orica debida a un enfriamiento del vapor a medida que los accidentes

orogr´

aficos y la latitud intervienen haciendo descender la temperatura del aire provocando

con ello, la condensaci´

on del vapor de agua atmosf´

erico aportado por los vientos hacia los

continentes.

Como consecuencia de todo ello se producen procesos de fraccionamiento isot´

opico en la interfase

vapor ↔ l´ıquido, que pueden dejar una se˜

nal isot´

opica capaz de caracterizar y, en su caso, detectar

su origen. Esta estela isot´

opica, reflejo de las condiciones clim´

aticas y geogr´

aficas, se incorpora

directa o indirectamente a los minerales precipitados en las aguas mete´

oricas, o a los esqueletos o

restos metab´

olicos de seres vivos, pudiendo ser usados en estudios de tipo clim´

atico o hidrol´

ogico

(Bowen and Revenaugh, 2003). La composici´

on isot´

opica del agua de lluvia puede permitir, tambi´

en,

la identificaci´

on del tipo de nube de la que proced´ıa (Hoefs, 1997).

Los is´

otopos de hidr´

ogeno y los de ox´ıgeno est´

an correlacionados en las aguas de acuerdo con

la ecuaci´

on de Craig (1961) (en Hoefs, 1997) y la denominada “L´ınea de las Aguas Mete´

oricas”,

basada en la ecuaci´

on δD = 8δ

18

O + 10, que ha sido objeto de ajustes, conforme se incrementaban

las bases de datos. Existen redes importantes de adquisici´

on de datos a nivel mundial y entre

ellas la International Atomic Energy Agency-World Meteorological Organization Global Network for

Isotopes in Precipitation (2013). Hace a˜

nos se elabor´

o un mapa (Fig. 6.2) indicando la distribuci´

on

de los valores de δ

18

O en las aguas de lluvia de la Pen´ınsula Ib´

erica (Plata, 1994).

Figura 6.2: Distribuci´

on de los valores de δ

18

O en las aguas de lluvia de la Pen´ınsula Ib´

erica (Plata, 1994).

77

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LAS TOBAS EN ESPA ˜

NA

2.

HIDROQU´

IMICA ELEMENTAL E ISOT ´

OPICA DE LAS AGUAS DEL

SUELO Y DE RECARGA DE ACU´

IFEROS

Parece aceptado que la composici´

on de las aguas de los acu´ıferos es el resultado de procesos

edafogen´

eticos y su interacci´

on con las aguas mete´

oricas. En los componentes de las aguas del

suelo influye la disoluci´

on y la alteraci´

on de otros minerales como los silicatos y, por supuesto en

nuestro caso y de modo fundamental, la disoluci´

on de los carbonatos. Estos procesos de alteraci´

on,

junto a la remoci´

on de los nutrientes por las ra´ıces y, sobre todo, las reacciones metab´

olicas que

intervienen en la g´

enesis de las sustancias h´

umicas, son los factores determinantes de la presencia

y la composici´

on del di´

oxido de carbono. El aire en los intersticios del suelo es com´

unmente 10-100

veces m´

as rico en CO

2

que el atmosf´

erico (Hem, 1985). En efecto, los valores de CO

2

medidos en la

atm´

osfera del suelo se integran principalmente en el rango de 10-1.3 y 10-2.69 (Brook et al., 1983).

Sin embargo, Pentecost (2005) asegur´

o que los valores de la presi´

on de CO

2

, son demasiado

dispersos para proporcionar una interpretaci´

on convincente, y ´

esta se complica por la p´

erdida de

CO

2

del suelo, elevando el pH, o por funcionar los dispositivos ed´

aficos como un sistema cerrado

respecto del CO

2

. Las aguas “mete´

ogenas”, en la nomenclatura de Pentecost y Viles (1994), tienen

una composici´

on espec´ıfica en las fuentes k´

arsticas, donde el agua de lluvia se ha filtrado a trav´

es de

un horizonte ed´

afico desarrollado sobre un roquedo carbon´

atico, calc´

areo-dolom´ıtico y/o dolom´ıtico-

yes´ıfero. El total de s´

olidos disueltos raramente excede 1g/L, siendo muy com´

un rangos entre 0.1-

0.5 g/L, y en general es muy abundante el i´

on calcio y el i´

on bicarbonato (Hem, 1985; Pentecost,

2005). La interpretaci´

on se enmara˜

na probablemente por las diferencias existentes en los tipos de

vegetaci´

on presentes en las zonas de infiltraci´

on y de captaci´

on que, a su vez, est´

an influenciadas

por la altitud. As´ı por ejemplo, las cuencas del Reino Unido con altitudes bajas son m´

as boscosas

y ello conforma suelos m´

as espesos y m´

as productivos, independientemente de la temperatura del

aire.

Hace algunas d´

ecadas se efectuaron estudios sobre el CO

2

en el suelo, relacionando su presencia

con el ambiente (humedad y orientaci´

on) del paraje as´ı como con la naturaleza de la vegetaci´

on

(Jakucs, 1977). En ellos se advirti´

o c´

omo la capacidad de un suelo para retener el CO

2

depend´ıa

de su humedad, muchas veces condicionada por la exposici´

on. As´ı, en el hemisferio septentrional

una ladera orientada al norte experimenta temperaturas m´

as bajas lo que permite conservar a sus

suelos la humedad durante m´

as tiempo, reduciendo la transferencia de CO

2

a la atm´

osfera. La

cubierta vegetal tambi´

en influye en los niveles del anh´ıdrido carb´

onico. En los suelos forestales

se encuentran las mayores concentraciones de CO

2

(hasta un 10 % en volumen), mientras que en

los pastizales pueden alcanzarse hasta cinco veces menos. Per´ıodos de alta precipitaci´

on mete´

orica

reducen significativamente la pCO

2

del suelo como consecuencia de su lixiviado en el perfil ed´

afico

(Rightmire, 1978). Recientemente, se ha se˜

nalado que el contenido de CO

2

, del suelo est´

a relacionado

con la “costra biol´

ogica superficial” (BSC), muy com´

un en suelos de zonas ´

aridas y semi´

aridas,

formada por un biofilm con proporciones variables de cianobacterias, algas, l´ıquenes y musgos

(Mager and Thomas, 2011). Adem´

as de para la respiraci´

on, la BSC parece muy importante para

mantener la humedad y reducir la erosionabilidad. As´ı mismo, la propia supervivencia de las costras

est´

a relacionada con las cianobacterias, con la producci´

on de “polisac´

aridos extracelulares” (EPS),

que permiten la regeneraci´

on de estos biofilms cuando las condiciones son favorables.

La fijaci´

on fotosint´

etica del CO

2

atmosf´

erico produce un importante fraccionamiento del is´

otopo

12

C, que se incorpora preferentemente en los tejidos vegetales. En esta l´ınea Deines (1980) revis´

o

la variaci´

on del δ

13

C en el carbono de las plantas. Los valores de δ

13

C obtenidos en dispositivos

vegetales (Anderson et al., 1983; Sensula et al., 2006), se correlacionan con el tipo de ciclo foto-

sint´

etico seguido por el organismo. As´ı para las plantas C

3

(la mayor´ıa de las superiores), los valores

de δ

13

C rondan alrededor de -26

‡ mientras que en las plantas C

4

(caracter´ısticas de praderas

tropicales) aquellos se aproximan a -13

‡; por su parte, las plantas CAM (especies suculentas, con

metabolismo del ´

acido crasul´

aceo que se desarrollan en ambientes con d´

eficit h´ıdrico) presentan

valores isot´

opicos que cubren toda la gama de δ

13

C de las plantas C

3

y C

4

. De igual modo, no

78

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