Batholith

7.15.6.1 Composición de las aguas subterráneas y fluidos salinos en el batolito del granito Lac du Bonnet, Manitoba, Canadá

El batolito Lac du Bonnet es un granito de 2.600 millones de años de antigüedad situado en el borde occidental del Escudo Canadiense, a unos 100 km al este de Winnipeg, Manitoba. Se estudió en detalle porque en él se encontraba el Laboratorio de Investigación Subterránea de Canadá (URL) y era una instalación de investigación del programa canadiense de eliminación de residuos nucleares de alto nivel. La instalación se cerró en 2010 tras 25 años de funcionamiento.

Se han perforado más de 100 pozos de sondeo hasta profundidades de 1 km en el granito para estudiar las variaciones en la geología, la mecánica de las rocas, la hidrogeología y la geoquímica de la roca. Las aguas subterráneas de las fracturas, las fallas y la matriz de la roca se han muestreado utilizando una variedad de técnicas (Gascoyne, 2002, 2004; Ross y Gascoyne, 1995) y han mostrado una zonación distinta con la profundidad.

Las aguas subterráneas poco profundas son generalmente diluidas (TDS < 0,3 g L- 1) Ca-Na-HCO3 y ocasionalmente muestran indicios de mezcla con aguas subterráneas Ca-Mg-HCO3-SO4 procedentes de sedimentos de sobrecarga ricos en arcilla que frecuentemente cubren el granito. Las aguas subterráneas más profundas son aguas diluidas Na-Ca-HCO3 o contienen concentraciones significativas de Cl y SO4. A mayor profundidad, se encuentran aguas Na-Ca-Cl-SO4 de salinidad creciente. Las aguas subterráneas de fractura más salinas de la zona se han encontrado a unos 1000 m de profundidad y tienen una salinidad de hasta 51 g L- 1.

En cambio, los iones como el HCO3 muestran una disminución gradual, desde un valor superficial de ~ 250 a < 10 mg L- 1, a medida que aumenta la salinidad. El sulfato aumenta hasta un nivel máximo de unos 1000 mg L- 1 y tiende a disminuir en los fluidos más salinos. Estas características indican el control de la solubilidad por una fase mineral poco soluble (calcita y yeso, respectivamente).

El pH de las aguas subterráneas también varía con la profundidad. Para profundidades de 0-200 m, se ha determinado un amplio rango de pH (6,5-9,3), los valores más bajos reflejan la influencia de las aguas de recarga ácidas que son ricas en sustancias orgánicas disueltas y CO2 de la zona del suelo. Por debajo de los 200 m, la mayoría de las aguas subterráneas se sitúan en el rango de pH 7,5-8,8. El potencial redox de las aguas subterráneas (medido como Eh utilizando un sensor de electrodos) muestra una tendencia general de disminución del Eh con la profundidad (de + 500 mV en la superficie a < – 100 mV en la profundidad). El redox está controlado por dos procesos principales: la oxidación de los orgánicos disueltos en las zonas menos profundas y el par redox Fe(II)/Fe(III) en minerales como la pirita (sulfuro de Fe), la biotita (silicato de Fe) y la magnetita (óxido de Fe), en profundidad. La alta concentración de uranio en las aguas subterráneas cercanas a la superficie es un claro indicador del potencial redox. Las aguas subterráneas por encima de aproximadamente 200 m de profundidad en el lecho rocoso tienen contenidos de uranio de 50 a 1000 μg L- 1, mientras que por debajo de 250 m contienen < 10 μg L- 1.

La mayoría de las aguas subterráneas poco profundas y diluidas (es decir, con baja concentración de cloro) en las zonas de recarga contienen 3H hasta el nivel de al menos 10 UT. El contenido moderno de 3H en las precipitaciones es de unas 15 UT. Esto indica que estas aguas subterráneas han tenido un tiempo de residencia relativamente corto en el sistema de flujo y la mayoría fueron recargadas en los últimos ~ 50 años o, al menos, contienen alguna porción de agua que se recargó en los últimos 50 años. Varias aguas subterráneas, en el rango de profundidad de 50-250 m, contienen significativamente más de 20 UT y pueden indicar la presencia de aguas subterráneas que se recargaron durante las pruebas de la bomba atómica atmosférica en el período 1953-63.

La relación entre δ2H y δ18O para la precipitación local, registrada en Gimli, Manitoba, para el período 1976-79 (δ2H = 8 δ18O + 7,47) es cercana a la de la precipitación meteórica global. Todas las aguas subterráneas se sitúan cerca de esta línea, lo que indica que son de origen meteórico. Las aguas subterráneas diluidas tienen la composición isotópica de las precipitaciones modernas (δ18O = – 13‰ a – 14‰). Se puede considerar que este rango representa la composición de las aguas subterráneas recargadas durante períodos climáticos cálidos como el actual. Por el contrario, las aguas subterráneas salobres (en el rango de Cl de 200 a ~ 8000 mg L- 1) tienen valores de δ18O hasta un 7‰ más bajos, lo que sugiere que se recargaron en el lecho rocoso durante un clima más frío, ya sea glacial o postglacial, posiblemente hace 10 000 años. Este tipo de agua subterránea se encuentra en las principales zonas de fallas permeables de la zona, en un rango de profundidad de 200-600 m (Figura 14).

A mayores salinidades, las aguas subterráneas tienen valores de δ2H y δ18O comparables a los de las aguas subterráneas modernas. Se infiere, por tanto, que estas aguas salinas se recargaron durante un evento climático cálido, similar al actual y, dado que subyacen a las aguas salobres de clima frío, es probable que sean más antiguas.

Las aguas subterráneas muestreadas en fracturas subverticales cerca de la superficie y en zonas de falla de hasta ~ 500 m de profundidad tienen valores de δ13C que oscilan entre – 21‰ y – 11‰ y valores de 14CDIC entre 6 y 80 pmC. Salvo una disminución del contenido de 14C con el aumento de la profundidad, se observan pocas tendencias en estos datos. Las aguas Na-Ca-HCO3 de recarga tienen valores de δ13C entre – 18‰ y – 11‰, y las aguas subterráneas Na-HCO3 y Na-Ca-Cl más salinas en zonas de fractura más profundas tienen un rango de – 21‰ a – 14‰, con la gran mayoría de ellas entre aproximadamente – 17‰ y – 13‰.

En cambio, el 14C muestra una variación más pronunciada a lo largo del régimen de flujo: Los niveles de 14C en las aguas de recarga de Na-Ca-HCO3 varían desde 80 pmC en la superficie cercana hasta aproximadamente 10 pmC a mayores profundidades. Las aguas subterráneas de Na-Ca-HCO3 y Na-Ca-Cl que descargan a lo largo de las zonas de fractura tienen niveles de 14C entre 5 y 54 pmC. Estos datos indican que el 14C es un parámetro útil para distinguir entre las aguas subterráneas poco profundas y de rápida circulación y las aguas más profundas de las zonas de fractura, donde la circulación es más lenta y restringida, de forma similar a los resultados comunicados por Tullborg y Gustafsson (1999). Desgraciadamente, debido a los problemas de contaminación por fuentes modernas de 14C (por ejemplo, la atmósfera y el agua residual de perforación con alto contenido en 14C) y debido a la influencia de las interacciones entre el agua y la roca, el 14C es poco útil para determinar los tiempos de residencia de las aguas subterráneas salinas más profundas.

Recientemente, ha sido posible recoger fluidos de poro de la matriz de roca de granito no fracturada utilizando pozos de sondeo inclinados hacia arriba en el nivel de 420 m de la URL. Estas aguas son fluidos altamente salinos (~ 90 g L- 1) de CaCl2 que tienen una firma isotópica única. Tanto los valores de δ2H como de δ18O son de aproximadamente – 15‰, una composición que los sitúa bien a la izquierda de la línea de agua meteórica y también por encima y a la izquierda de las aguas mineras más salinas del Escudo Canadiense.

El alto contenido en 2H de los fluidos de los poros sugiere que podrían derivarse de salmueras basales no diluidas cuyo δ2H es cercano al 0‰. El intercambio de 18O con la matriz de la roca desplazará los fluidos hacia la izquierda, desde una composición típica de las salmueras sedimentarias, hasta su posición actual más allá de la línea de agua meteórica. Los fluidos de poro del granito gris escasamente fracturado son claramente únicos en el batolito del Lago de Bonnet y difieren en varios aspectos de las aguas subterráneas salinas encontradas en las fracturas. Su carácter químico e isotópico indica consistentemente un largo tiempo de residencia de estos fluidos en la matriz de la roca.

Para explicar el origen de las aguas subterráneas alojadas en las fracturas, algunas evidencias geoquímicas (altas proporciones de Na/Ca, bajas proporciones de Br/Cl y valores de δ34S de tipo marino del SO4 disuelto) indican que las salmueras basales de Na-Cl pueden haber entrado en el granito a través de las zonas de fractura y evolucionado hacia aguas subterráneas dominadas por el Ca durante largos períodos de tiempo geológico. Es posible, por tanto, que los fluidos de poro sean en realidad salmueras basales, derivadas de estos fluidos de fractura adyacentes, que han evolucionado geoquímica e isotópicamente hasta su composición actual, durante periodos de hasta 109 años. Estos fluidos de poro tienen los mismos valores de 87Sr/86Sr que la roca entera, lo que es muy raro en los sistemas agua/roca. Esto implica un equilibrio isotópico y posiblemente químico entre el fluido y la roca (Mclaughlin, 1997). Alcanzar dicho equilibrio sugiere un largo tiempo de residencia de los fluidos.