La caracterización del marco hidrogeológico en el entorno de presas y embalses es un aspecto fundamental durante la fase de estudio de viabilidad del embalse, donde debe evaluarse la impermeabilidad del vaso, y se debe investigar la presencia de zonas permeables en el vaso, las cuales pueden alimentar más tarde manantiales situados aguas abajo de la presa. Esta información puede condicionar la ubicación final de la presa o ahorrar sumas importantes derivadas de gastos de impermeabilización. Por otra parte, durante la fase de llenado del embalse, la aparición de filtraciones con arrastre de materiales finos, en especial en aquellas presas construidas con núcleo de arcilla, puede poner en peligro la estabilidad de la presa o causar pérdidas de agua tan cuantiosas que cuestione la utilidad de la represa. En los casos en los que la fuga tenga lugar a través de la propia estructura de la presa, su detección es generalmente fácil y la acción correctora inmediata. Sin embargo, en la mayoría de los casos las fugas se producen a través de las formaciones geológicas en el entorno de la presa, por lo que su estudio debe involucrar un abordaje hidrogeológico, antes de iniciar los trabajos de impermeabilización del substrato geológico o de la construcción de pantallas.

Durante los estudios previos a la construcción de la presa, se investiga el posible grado de interconexión entre puntos de agua situados aguas arriba y aguas abajo de la posible cerrada, de forma que puedan evitarse estos puntos o bien, impermeabilizar, con costos razonables, las zonas de infiltración. Es especialmente importante dicho estudio en zonas cársticas, donde pueden existir vías preferenciales con caudales muy importantes.

El llenado del embalse representa en la mayoría de los casos una reorganización de los flujos subterráneos (Fig. 1), lo que puede originar el incremento de caudal en manantiales existentes o la aparición de otros nuevos. En el estudio de filtraciones y surgencias aguas abajo de la presa, es importante confirmar que el agua que aparece en los diferentes afloramientos procede del embalse y que no se trata de aguas subterránea totalmente ajenas al embalse, cuyos patrones de flujos han sido modificados por el propio almacenamiento de agua en el embalse. Una vez definidos los puntos de agua donde existe una contribución del embalse, se inicia la investigación de las zonas de flujo preferencial del agua y de las posibles zonas de infiltración dentro del embalse.

Figura 1. Posible modificación de las líneas de flujo subterráneoen el entorno de una presa por efecto del agua embalsada.

Entre las posibles técnicas a disposición de ingenieros e hidrogeólogos existe un número importante de trazadores naturales del agua (parámetros físicos del agua, hidroquímica y especies isotópicas) que proporcionan la información del marco hidrogeológico local. En muchos casos, estás técnicas son únicas a la hora a de caracterizar el origen y la dinámica de los diferentes tipos de agua involucrados, ya que las técnicas hidrológicas convencionales basadas en variaciones de los niveles piezométricos son insuficientes para responder a las preguntas planteadas. A menudo estos estudios, se complementan, en una fase posterior, mediante al aplicación de trazadores artificiales que confirman la información obtenida por estas herramientas.

La temperatura del agua es un trazador muy útil a la hora de caracterizar el origen de las filtraciones, ya que a menudo, la estratificación térmica que se produce en los embalses, tiene como consecuencia que las filtraciones originadas en el fondo del mismo tengan una temperatura sensiblemente diferente de las que tienen lugar a cotas más próximas a la superficie. Por lo general, las aguas subterráneas derivadas de un flujo regional suelen presentar una temperatura superior, lo que permite distinguir tipos de agua en función de este parámetro.

La conductividad eléctrica del agua es la inversa de su resistividad a la conducción de la electricidad. Puesto que la electricidad se transmite en el agua en función del número de iones en solución, la conductividad eléctrica indica la cantidad total de sales disueltas. La unidad habitual utilizada en hidrología para expresar los valores de conductividad es el microSiemens por centímetro o, bien para aguas ya salobres el miliSiemens por centímetro (mm S/cm o mS/cm). Estos dos parámetros, de fácil y precisa medida en el campo, son regularmente medidos en redes de control de calidad de agua, pero en muchas ocasiones se desconoce su potencial como trazadores del agua.

La correlación entre la temperatura y la conductividad del agua en las filtraciones y similitud de valores con el agua del embalse permite, en primera instancia, confirmar la procedencia del agua, y en condiciones favorables, las cotas entre las que tiene lugar la infiltración, siempre que exista una marcada estratificación de las aguas del embalse. Cuando el tiempo de tránsito del agua es del orden de unos pocos días y el caudal es del orden de sólo unos l/min la temperatura no cambia de forma apreciable, ya que las rocas y el suelo presentan una conductividad térmica muy baja, mientras que las variaciones de temperatura en el embalse pueden ser superiores a 10°C.

Las variaciones estacionales de la temperatura del agua por encima de la termoclina suelen ser importantes en los climas templados (aunque también son importantes en climas tropicales), siguiendo una forma sinusoidal con un periodo de un año (Fig. 2). El seguimiento de la temperatura en las filtraciones, en concreto la reducción de la amplitud, y el desplazamiento temporal de los máximos y mínimos de temperatura permite derivar información sobre el tiempo de tránsito del agua en las formaciones geológicas.

Figura 2. Variación de la temperatura a lo largo del año en el lago Laja (Plata, 1999).

La variación de la temperatura de las aguas situadas por encima de la termoclina puede representarse por la función T_e(t) = A sen 2p t y la del afloramiento de las filtraciones por T_m(t) = B sen (2 p t +a ), siendo A y B las amplitudes de ambas ondas sinusoidales, expresadas en °C, y a el desplazamiento de fase entre las ondas de entrada y salida.

El amortiguamiento de la amplitud, definida como C= B/A, y el tiempo medio de residencia del agua (TMR) están relacionados por:

Aunque también puede determinarse a partir del desplazamiento de fase a

Los cálculos pueden ser más complicados, si el amortiguamiento de la amplitud de la curva se produce además como consecuencia de mezcla del agua del embalse con aguas subterráneas de temperatura aproximadamente constante.

En general, las aguas subterráneas de circulación más profunda adquieren temperaturas y conductividades relativamente elevadas comparadas con las aguas superficiales, ya que atraviesan zonas donde se observan los efectos del gradiente térmico local, y por otra parte, su elevado tiempo de residencia en el acuífero facilita la disolución de sales, y por tanto se incrementa la conductividad eléctrica. Generalmente estos parámetros presentan un rango de variación muy reducido en estas muestras a lo largo del tiempo, muy diferente al comportamiento de aguas recientes en ambientes cercanos a la superficie.

Teniendo en cuenta estas características, los cambios de temperatura y/o conductividad observados en perfiles en pozos y piezómetros se suelen relacionar con la presencia de entradas de agua o la falta de comunicación entre diferentes acuíferos (Plata, 1999). Los cambios observados en estos perfiles son indicadores de la presencia de otro tipo de agua, lo que permite definir la estrategia a seguir para la toma de muestras, tanto para análisis químicos como isotópicos. Los perfiles en piezómetros y sondeos aportan información muy útil sobre el régimen de flujo de las aguas subterráneas. Para poder obtener dicha información es necesario que los sondeos estén perforados a lo largo de toda la columna piezométrica, o por lo menos en los niveles por donde entra y sale agua al sondeo.

A menudo, el problema principal para la interpretación de los resultados de los análisis químicos e isotópicos de las aguas subterráneas está relacionado con la representatividad de la muestra analizada, ya que, con frecuencia, se trata de una mezcla entre aguas que proceden de horizontes diferentes. Por la simplicidad y fiabilidad de estas medidas, este tipo de observaciones es fundamental desde la fase inicial del estudio. Ello lleva a la realización de un muestreo más detallado y preciso, a la definición de un programa de seguimiento y a la realización de ensayos con trazadores artificiales en los lugares más interesantes.

En algunas circunstancias, otros parámetros como el pH o el oxígeno disuelto en el agua de las filtraciones puede aportar información sobre el origen del agua que brota en un manantial problemático.

El análisis químico completo permite confirmar las conclusiones derivadas de los parámetros anteriores, en especial los tipos de agua involucrados. Los cambios en la concentración de los iones mayoritarios disueltos tanto en aguas superficiales como subterráneas, tampoco se han utilizado de forma extensiva como trazadores naturales del agua. Aunque la conductividad del agua indica de forma aproximada el contenido total de sales disueltas, los cambios en las proporciones de los iones mayoritarios o la presencia de ciertos elementos traza pueden indicar o confirmar la existencia de mezclas de diferentes tipos de aguas, o la importancia de la interacción agua-roca a lo largo de la filtración. En una primera evaluación, las abundancias absolutas y las proporciones de las especies mayoritarias (cloruros, sulfatos, bicarbonatos, nitratos, calcio, magnesio, sodio y potasio) permiten definir facies hidroquímicas. Algunos elementos minoritarios (sílice, boro, bromo, estroncio, lítio, etc.) pueden ser incluso mejores indicadores en algunos casos.

En general, las aguas de los embalses derivan directamente de la lluvia o de pequeños acuíferos de circulación rápida, por lo que presentan un contenido de sales reducido y baja conductividad. Durante el tránsito a través del terreno, las aguas de las filtraciones tienden a disolver aquellos iones más solubles, ya que el proceso de disolución de los minerales comunes en muchas formaciones geológicas requiere de un tiempo importante.

Por ello, un valor de conductividad del agua más bajo en las filtraciones que el valor típico de las aguas subterráneas indica la existencia de un componente de mezcla con las aguas del embalse. Una vez se determinan las características químicas (generalmente conductividad, cloruros, sulfatos,..) de los dos componentes que se mezclan, se suele estimar la fracción de cada uno de ellos a partir de la ecuación de mezcla de dos componentes:

f_as·C_as + (1-f_as) ·C_e = C_m

siendo:

f_as Fracción de agua derivada de las aguas subterráneas

C_as Conductividad o concentración de cloruros de las aguas subterráneas

C_e Conductividad o concentración de cloruros de las aguas del embalse

C_m Conductividad o concentración de cloruros de las aguas del manantial

En algunas circunstancias se han definido, en función de las características químicas e isotópicas, mezclas de tres componentes o tipo de aguas que afloran en los manantiales.

En el embalse de Sabaneta en la República Dominicana (Plata, 1999), se observó una estratificación permanente de la temperatura del agua, a pesar de ser un país tropical. La temperatura del agua en las filtraciones a pie de presa indicó de forma inequívoca que la zona de infiltración debía estar situada a cotas próximas al fondo del embalse. Estos resultados condicionaron la realización de dos ensayos de interconexión con trazadores artificiales, resultando uno de ellos positivo. En el caso de la presa Maguaca, también en la Rep. Dominicana, la conductividad del agua aumentó de forma significativa (de 180 a 460 mmS/cm) entre el embalse y el manantial aguas abajo. En el caso de rocas volcánicas, apenas se produce un cambio significativo de conductividad entre ambos puntos de observación.

Otro ejemplo mostrando la importancia de la temperatura como trazador la proporcionan varios estudios en Chile. En el caso del embalse Colbún (Plata, 1999), las bajas temperaturas encontradas en los pozos de alivio solo se observaron en el antiguo cauce de un arroyo, lo que facilitó la realización de ensayos de interconexión. El uso conjunto de la temperatura y la conductividad permitieron estudiar en detalle los procesos de mezcla entre las filtraciones del lago Laja (Plata, 1999) y varios tipos de aguas subterráneas que surgían por los afloramientos con una magnitud de unos 26m³/s.

En España, estos parámetros han proporcionado información valiosa, por ejemplo, en los embalses de Buenas Hierbas y de Tous, permitiendo identificar los afloramientos con mayor o menor porcentaje de agua del embalse. En este último caso, la conductividad y la composición química del agua del manantial del Mourteral ha variado de forma independiente respecto al comportamiento de las aguas del embalse, indicando que la contribución de éste es mínima. Estos resultados se vieron confirmados por los valores de tritio como se indica más adelante.

Un segundo grupo de trazadores naturales a disposición de los hidrólogos son los isótopos estables del agua. A diferencia de las especies químicas disueltas, estos trazadores están incorporados en la propia molécula de agua, y su comportamiento, desde el punto de vista químico, es idéntico a las del resto de moléculas de agua. A menudo se refiere a ellos como trazadores conservativos. A diferencia de las sustancias disueltas, su concentración en las aguas subterráneas a lo largo de las líneas de flujo no cambia por interacción con el acuífero, de modo que constituye un indicador casi ideal del origen de las aguas subterráneas. Sólo las aguas termales de alta temperatura presentan un cambio de sus contenidos isotópicos respecto al que tenían cuando se infiltraron. Por lo tanto, el proceso principal que origina cambios en la composición isotópica es la mezcla en el punto de observación de dos o más tipos de aguas con orígenes diferentes.

Resulta evidente que el uso combinado de los trazadores mencionados en el capítulo anterior y los isótopos estables proporciona resultados más convincentes a la hora de caracterizar los flujos y tipos de aguas subterráneas en las inmediaciones de la presa.

La posibilidad de utilizar esta herramienta en hidrología viene proporcionada por la existencia de forma natural de especies isotópicas pesadas de hidrógeno y oxígeno (¹⁸O y ²H), de forma que la relación entre el número de isótopos pesados y los más abundantes (¹⁶O y ¹H) en cada tipo de agua, varía como consecuencia de procesos naturales. Esta variabilidad isotópica natural, que se observa en la precipitación y se transmite a ríos, lagos y aguas subterráneas, es resultado de los procesos que controlan la condensación de la lluvia, en especial la temperatura. Existe, por tanto, una marcada variación natural tanto espacial (latitud, altitud) como temporal (estacional) que proporciona a cada cuerpo de agua con una composición isotópica característica.

La relación entre los isótopos pesados ¹⁸O y ²H frente a los más abundantes ¹⁶O y ¹H en las moléculas de agua varía cada vez que se produce un cambio de fase (evaporación o precipitación) como consecuencia de la diferente tensión de vapor de cada molécula. La precipitación, que constituye el punto de partida para las aguas continentales, presenta un rango de variación importante tanto espacial como temporalmente, que viene a representar el resultado de la historia de las masas de nubes que generan la precipitación en cada punto. Estas variaciones, aunque de magnitud muy pequeña, permiten trazar cada cuerpo de agua a lo largo del ciclo hidrológico.

Esta propiedad permite en muchos estudios de fugas de presas y embalses, diferenciar entre las aguas subterráneas y las aguas que proceden del embalse. De forma esquemática se presenta en la figura 3 el tipo de variaciones isotópicas que se pueden encontrar entre aguas de diversos orígenes en las inmediaciones de un embalse.

Figura 3. Diagrama esquemático mostrando las variaciones isotópicas que se pueden encontrar en las inmediaciones de un embalse.

Los contenidos de ¹⁸O y ²H se expresan como desviación en tanto por mil respecto a un patrón internacional,

donde R_muestra y R_patrón indican la relación ¹⁸O/¹⁶O o ²H/¹H en cada muestra. Valores positivos indican mayor proporción de los isótopos pesados en la muestra que la observada en el patrón y viceversa. El patrón respecto al que se expresan los contenidos en hidrología es el agua de mar (conocido por sus siglas en ingles V-SMOW; Vienna Standard Mean Oceanic Water), ya que representa más del 98% del agua presente en la superficie terrestre.

Durante la evaporación en la superficie de mar y océanos, las moléculas que contienen las especies isotópicas pesadas tienden a permanecer en la fase líquida, mientras que las que contienen las especies más abundantes se trasladan preferentemente a la fase gaseosa, de forma que el vapor atmosférico se encuentra isotópicamente "empobrecido" en isótopos pesado respecto al agua de la que procede. Este hecho explica que la mayoría de las aguas no evaporadas en zonas continentales presente contenidos de oxígeno-18 y deuterio negativos (respecto al patrón V-SMOW). En cada episodio de condensación del vapor de agua se produce un empobrecimiento progresivo del vapor de agua residual, de modo que las nuevas precipitaciones presentarán contenidos isotópicos más negativos. Es por ello, que los contenidos de ¹⁸O y ²H más negativos se encuentran en los casquetes glaciares a altas latitudes y en zonas de montaña. Como norma general, las lluvias en las zonas costeras son más positivas isotópicamente que las del interior o de las zonas montañosas.

A escala global, la relación entre los contenidos de ¹⁸O y ²H de las aguas meteóricas no sometidas a evaporación se ajusta de forma aceptable a la relación:

la cual se denomina Línea Mundial de las Aguas Meteóricas. Localmente pueden existir pequeñas diferencias, que se investigan a partir del análisis del agua de lluvia colectadas durante un tiempo o bien a partir del análisis de agua de manantiales y pozos someros. Puntos situados por encima de dicha línea en un diagrama d ¹⁸O/d ²H, suelen observarse en zonas donde el vapor que produjo las lluvias, deriva de mares con circulación restringida con el océano, como el Mar Mediterráneo. Valores situados por debajo de la línea suelen corresponder a aguas sometidas a evaporación (lagos, embalses, humedales), o bien a aguas subterráneas no evaporadas mezcladas con aguas de estos cuerpos superficiales.

La similitud de valores en un diagrama d ¹⁸O/d ²H suele indicar aguas con un origen similar, es decir que proceden de una misma zona de recarga. Aquellos puntos que se apartan del grupo principal o que se alinean a lo largo de una posible línea de mezcla, indica que existen al menos dos tipos de agua desde el punto de vista de su procedencia (recarga de ríos o lagos, intrusión de agua de mar o de una salmuera, conexión con una acuífero más profundo, etc.).

Como se desprende del párrafo anterior y de la figura 3, la posible conexión hidráulica entre dos cuerpos de agua con contenidos isotópicos diferentes se refleja mediante una línea de mezcla entre los puntos que representan la composición isotópica de los dos cuerpos de agua. En este caso, es posible identificar mezclas de dos o tres componentes.

En general la composición isotópica de los ríos es más negativa que el valor encontrado en las precipitaciones locales, ya que éstas se originan a cotas inferiores mientras que las aguas de los ríos proceden de zonas montañosas distantes y de cotas mucho más altas. Este factor permite, en la mayoría de los casos, distinguir entre los dos tipos de aguas, aunque la hidroquímica puede ser muy similar entre ambas. En otros casos, donde una parte importante de las aguas del embalse se pierden por evaporación, la composición isotópica de los dos tipos de agua puede ser muy diferente en un diagrama d ¹⁸O/d ²H.

De forma adicional, el seguimiento de la evolución temporal de la composición isotópica del agua puede mostrar como se produce el reemplazamiento del agua subterránea por agua del embalse. Este proceso puede tener lugar en un plazo de bastantes años.

En numerosos casos donde los parámetros hidroquímicos no han proporcionado por sí solos información aclaratoria sobre el origen de las aguas de una filtración, los contenidos isotópicos han mostrado un contraste suficiente para definir cada tipo de agua. Por ejemplo en el embalse de Buenas Hierbas, Córdoba (Figura 4), se observó que la conductividad del agua del embalse y de las filtraciones era muy similar. Afortunadamente, los contenidos isotópicos muestran un contraste suficiente para confirmar la existencia de aguas de diferentes orígenes en las filtraciones situadas a pie de presa. Las temperaturas más próximas a las del embalse en época invernal corresponden a aquellas muestras con valores de isótopos estables más próximos al del agua embalsada.

El tritio ³H es un isótopo radiactivo del hidrógeno y como tal, forma parte integra de la molécula del agua, constituyendo otro trazador ideal del agua ya que también es conservativo en la mayoría de las condiciones. Además de permitir estudiar el origen de los diferentes cuerpos de agua, su desintegración radiactiva permite añadir una dimensión temporal, constituyendo, junto al carbono-14 una de las herramientas básicas de la hidrología isotópica. Puesto que no existen interacciones geoquímicas con los materiales del acuífero, su presencia (y en que cuantía) es un indicador de aguas recientes. La similitud de contenidos de tritio entre el embalse y la filtración suele indicar que estamos tratando con las mismas aguas. Si los valores son diferentes, el tritio permite realizar una primera estimación de fracciones de mezcla según la ecuación de mezcla presentada en el epígrafe 2. Esta datación es posible porque el tritio se produce en la alta atmósfera de forma natural y se conocen las variaciones de los contenidos de las lluvias a escala global durante las últimas décadas.

Las concentraciones de tritio en hidrología se expresan como Unidades de tritio (UT); una UT equivale a un átomo de tritio por cada 10¹⁸ átomos de ¹H, valor que equivale a 0,118 Bq× L^-1. Su periodo de semidesintegración es de 12,43 años. Existe un equilibrio de forma natural entre el tritio que se produce en la alta atmósfera y su desintegración en la hidrosfera. Si se considera su periodo de semidesintegración, el tritio natural sólo puede detectarse en aguas que han estado aisladas de la atmósfera por un periodo máximo de 100 años. En ciertos casos, la presencia de tritio en aguas antiguas ha sido utilizada como indicador de mezcla con aguas de recarga reciente.

La utilidad del tritio en hidrología durante las últimas décadas ha estado potenciada por el aumento de varios ordenes de magnitud de la concentración de este isótopo en la precipitación. El elevado número y potencia de los ensayos con bombas termonucleares en al atmósfera durante el periodo 1952-1963 originó una importante lluvia radiactiva incluyendo una cantidad de tritio varios ordenes de magnitud superior a la que se produce de forma natural en la alta atmósfera. A partir de 1963, año en que se firmo un tratado de prohibición parcial de ese tipo de ensayos, la cantidad de tritio emitida a la atmósfera por estas fuentes ha sido muy pequeña (figura 5). A partir de dicho año, en el que se observó un máximo en la concentración de tritio en el agua de lluvia, los valores medidos en ambos hemisferios han mostrado un descenso hasta valores muy próximos a los que había en el período anterior a las explosiones. En la actualidad, existen otras fuentes adicionales de tritio (industria de señales luminiscentes, procesamiento de combustible nuclear, industria relojera, etc.), pero a diferencia del tritio derivado de las explosiones nucleares, el tritio presente en dichas precipitaciones tiene un carácter muy local, lo que puede complicar en algunos casos la datación con precisión de las aguas subterráneas recientes.

Figura 5. Concentración de tritio en las aguas de lluvia típica para ambos hemisferios desde el año1953 a la actualidad.

Como una primera aproximación semi-cuantitativa a la interpretación de los contenidos de tritio en las aguas subterráneas se ha sugerido la siguiente relación:

• Aguas sin tritio (0 UT). Se trata de aguas que carecen de un componente de recarga reciente, y por tanto con una edad superior a los cien años. La ausencia de tritio se observa en acuíferos profundos confinados, con edades del agua subterránea de varios miles de años y perfectamente aislados de acuíferos someros y de fuentes de contaminación.

• Aguas con valores de tritio inferior al de la precipitación actual (0-5UT en la península Ibérica). Ya que las aguas de lluvia de los últimos 40 años han presentado contenidos de tritio superiores a 5 UT (aun corrigiendo por desintegración radiactiva), se desprende que estas aguas son relativamente recientes, pero con una edad superior a 50 años, o bien se trata de una mezcla entre aguas más o menos recientes y aguas con contenido muy bajo o nulo de tritio. Estos valores se observan en sistemas donde se extrae agua de varios horizontes geológicos, cuyas aguas pueden tener tiempos de residencia muy variables.

• Aguas con valores de tritio entre 5 y 7 UT. Son los valores que se observan hoy en día en las precipitaciones sobre la Península Ibérica, y corresponde por tanto, en la mayoría de los casos, a aguas subterráneas muy recientes 3-5 años. Valores de esta magnitud deben encontrase en embalses cuyas aguas procedan de lluvias recientes. Sin embargo se han encontrado pequeños embalses que recogen, en su mayor parte, descargas de aguas subterráneas cuyo contenido de tritio es inferior al de las lluvias actuales.

• Aguas con valores de tritio entre 7 y » 20 UT. Los contenidos de tritio superiores a los de las lluvias actuales corresponden de forma inequívoca a las precipitaciones de las últimas cuatro décadas. Una interpretación más precisa de la edad de las aguas exige evaluar el tipo de flujo que domina en el sistema a ser estudiado. Tres modelos principales y sus posibles combinaciones han sido incluidos en modelos matemáticos que determinan parámetros hidráulicos del sistema (tiempo de residencia, coeficientes de dispersión, velocidad del flujo, etc.). Los tres tipos de flujo son: pistón, exponencial o de mezcla completa y dispersivo. El valor máximo que se puede encontrar hoy en día depende del modelo empleado; valores del orden de 15-20 UT se obtienen con el modelo exponencial, y algo mayores en el caso del modelo tipo pistón.

• Aguas con valores de tritio superiores a » 20 UT. Corresponde a tritio artificial derivado de algún tipo de contaminación donde hubo lixiviado de algún residuo con alto contenido de tritio. Estos valores tan sólo se observan en las proximidades de basureros o zonas de residuos industriales.

El tritio ambiental proporciona de modo inequívoco información sobre el tiempo de residencia de las aguas en el sistema, según se ha indicado en los párrafos anteriores. En la zona del embalse de Canelles, Lérida (Plata, 1999) se midieron en algunos manantiales valores de tritio de orden de 1200 UT en los años 60, mientras que otros manantiales próximos presentaron valores mucho más bajos. Estos datos permitieron identificar aquellos manantiales que podían estar relacionados con el embalse.

En un caso reciente en el embalse de Tous, Valencia (Plata, 1999) se observó que el agua del río Júcar presenta un contenido de tritio superior al tritio de las lluvias actuales como consecuencia de las descargas de instalaciones nucleares. La ausencia de tritio en el agua de los manantiales situados aguas abajo de la presa confirma que se trata, al menos en su mayor parte, de aguas ajenas del embalse.

El carbono-13 es un isótopo estable pesado del carbono que se utiliza como trazador en el ciclo del carbono. En hidrología es utilizado habitualmente para hacer correcciones en la datación de las aguas subterráneas con carbono-14, pero ofrece otras posibilidades para distinguir el origen del agua, incrementando la lista de posibles herramientas a las ya citadas.

El patrón de C-13 respecto al que se comparan las relaciones isotópicas es un carbonato de origen marino denominado PDB (Belemnite de la formación calcárea Pee Dee), que corresponde a una formación geológica de EEUU. La mayor parte de las calizas y dolomías de origen marino presenta una composición isotópica próximo al del patrón, es decir 0 ^o/_oo. El CO₂ atmosférico, y por tanto el de las aguas superficiales equilibradas con él, presenta un valor próximo en la actualidad a -7,5^o/_oo. El bicarbonato de las aguas subterráneas procede en primera instancia del CO₂ de suelo, que a su vez deriva de la respiración y descomposición de la materia orgánica. Esta fuente de carbono está muy empobrecida isotópicamente, por lo que las aguas subterráneas recientes y con poca influencia de carbonatos marinos disueltos, presentan un contenido de C-13 del orden de –12 a –17^o/_oo respecto al patrón PDB. Este valor cambia a lo largo de las líneas de flujo como consecuencia de la progresiva disolución de carbonatos marinos. Puesto que el error analítico es del orden de ±0,1 ^o/_oo, es posible discernir el origen de del carbono disuelto en el agua de los manantiales situados a pie de presa, aunque desde el punto de vista químico no existan diferencias significativas en la alcalinidad del agua.

Son numerosos los ejemplos donde el carbono ha permitido aclarar o corroborar la información proporcionada por las herramientas anteriores. Por ejemplo en el embalse de Arquillo, provincia de Teruel, (Plata, 1999), se obtuvieron valores típicos de las aguas subterráneas en la mayoría de los afloramientos, muy diferentes a los encontrados en el embalse. Un experimento de interconexión con tritio artificial dio resultados negativos.

En climas tropicales, como por ejemplo en la presa de Los Arenales en Costa Rica, (Plata, 1999) se observó que el rango de variación es todavía más marcado, ya que la intensa actividad biológica genera gran cantidad de CO₂, el cual es transferido a las aguas subterráneas.