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Contaminación del Suelo

GEOQUIMICA DE LAS AGUAS SUBTERRANEAS

1. Origen.

La geoquímica es la rama de la geología que estudia la composición y el comportamiento químico de la Tierra, determinando la abundancia absoluta y relativa de los elementos químicos, distribución y migración de los elementos entre las diferentes partes que conforman la Tierra (hidrosfera, atmósfera, biosfera y litosfera) utilizando como principales muestras minerales y rocas componentes de la corteza terrestre, intentando determinar las leyes o principios en las cuales se basa tal distribución y migración.

La composición química de las aguas subterráneas aporta una información muy valiosa sobre el comportamiento hidrogeológico de alguna región en particular, principalmente acerca del flujo subterráneo. Si se dispone de una red de piezómetros, se podrá construir mapas de isopiezas y cortes que nos informen detalladamente del flujo en el subsuelo. El problema es que los datos piezométricos normalmente son escasos o inexistentes, y muy costosos. Los datos químicos ayudan eficazmente a establecer áreas de recarga y descarga, y tiempos de permanencia en el terreno, etc.

Para ello hay que tener una idea de los procesos que inciden en la evolución química del agua.

La composición de un agua puede contemplarse desde diferentes puntos de vista: químico, bacteriológico, isotópico. etc. A continuación se hará referencia a la composición química entendiendo por tal el conjunto de substancias (generalmente inorgánicas) incorporadas al agua por procesos naturales.

La composición química del agua subterránea natural se define a partir de los análisis de muestras recogidas adecuadamente y se cuantifica por medio de la concentración de cada constituyente analizado. Aunque son más de 60 los constituyentes y propiedades del agua subterránea natural que se pueden encontrar en análisis químicos, por lo general y en estudios convencionales, sólo se determinan entre 10 y 20 parámetros fundamentales.

Geoquímica de las aguas subterráneas 1

http://es.wikipedia.org/wiki/Corteza_terrestre

http://es.wikipedia.org/wiki/Roca

http://es.wikipedia.org/wiki/Mineral

http://es.wikipedia.org/wiki/Litosfera

http://es.wikipedia.org/wiki/Biosfera

http://es.wikipedia.org/wiki/Atm%C3%B3sfera

http://es.wikipedia.org/wiki/Hidrosfera

http://es.wikipedia.org/wiki/Elemento_qu%C3%ADmico

http://es.wikipedia.org/wiki/Elemento_qu%C3%ADmico

http://es.wikipedia.org/wiki/Geoqu%C3%ADmica


2. Principios.

Evolución del suelo.

La etapa de infiltración a través del suelo es muy importante para la composición química de un agua subterránea. Las características geoquímicas del agua subterránea se adquieren en los primeros metros de su recorrido, aunque después haya recorrido varios kilómetros el subsuelo. Esto debido principalmente a que el agua en el suelo es acido por la reacción del CO2 con el agua los poros del suelo presentan una elevada concentración en este gas:

Esta acidez hace que el agua sea muy agresiva con los silicatos y carbonatos. En las reacciones de disolución de estos minerales intervienen los H+, y la acidez disminuye. Por ejemplo:

Si el agua permanece en el suelo, siempre hay CO2 presente y se recupera, mediante la reacción de la acidez que han consumido en la alteración. Esto mantendrá su agresividad mientras permanezca en el suelo, pero si ya ha llegado a un acuífero, en el medio saturado normalmente no hay aportes de acidez, luego el agua se hace básica y pierde su capacidad de disolver carbonatos y alterar silicatos.

Evolución en los acuíferos.

Desde que el agua alcanza la superficie freática más próxima hasta que sale al exterior en un río, manantial o captación, pueden transcurrir unos días o miles de años, el recorrido puede ser de unos metros o de varios kilómetros. Por tanto, la evolución química del agua dependerá de los minerales con los que entre en contacto y de la duración de dicho contacto, que a su vez depende de la velocidad del flujo subterráneo.

Como norma general, a mayor tiempo de permanencia en el terreno, mayor sea la salinidad del agua. Esto es relativo; un agua que permanezca unas horas en contacto con cloruro de sodio será más salina que otra que estos muchos años en contacto con cuarzo. También veremos circunstancias en las que alguna de las sustancias disueltas en el agua no aumentan sino disminuyen.

Si atraviesa yesos se obtendrán SO4= y Ca++, si encuentra niveles salinos, con sales cloruradas adquirirá Cl- y Na+; y si atraviesa formaciones calizas adquirirá CO3H- y Ca++. En los casos citados hablaríamos, respectivamente, de aguas sulfatadas cálcicas, cloruradas sódica y bicarbonatadas cálcicas.

Las aguas subterráneas con menor tiempo de permanencia en el subsuelo son generalmente carbonatadas. Después predomina el sulfato, y las aguas muy salinas son cloruradas. Esta evolución se denomina secuencia de Chevotareb.

Geoquímica de las aguas subterráneas

CO2 + H2O CO3- + H+

Anortita + H2O + H+ Arcilla + Ca++ + Sílice

2


En la composición catiónica la secuencia análoga seria: Ca++ Mg++

Na+, pero hay excepciones. Esta secuencia se debe a dos causas: solubilidad y abundancia en el subsuelo de las distintas sales.

La salinidad aumentaba progresivamente con el tiempo de permanencia del agua en el terreno. El agua disuelve o altera los minerales que encuentra hasta que alcanza el tope marcado por la constante de equilibrio correspondiente. Ya no disolverá ese mineral, continuara disolviendo otros minerales con una constante más elevada hasta que de nuevo se alcance el equilibrio. Y así sucesivamente.

La solubilidad de los carbonatos es mucho más baja que la de los sulfatos, que a su vez, son menos solubles que los cloruros. Por tanto, primero se alcanza el tope para los bicarbonatos, después para los sulfatos, y finalmente para los cloruros.

El segundo factor la abundancia, se refiere a la diferente probabilidad que existe de que un agua encuentre minerales que le aporten bicarbonatos, sulfatos o cloruros. Si un agua estuviera en contacto simultáneamente desde su infiltración con minerales que le aportaran todos estos iones, no se producirá la secuencia de Chevotareb, si no que desde el primer momento las aguas serian cloruradas, puesto que son las sales mas solubles.

La disponibilidad de las sales comienza con aportes de bicarbonatos, el CO2 del suelo, cuando no existan sales carbonatadas, normalmente calcita, también muy abundante. En segundo lugar, los yesos (sulfato cálcico) son relativamente frecuentes en series sedimentarias. Y finalmente las sales cloruradas son las menos abundantes.

La secuencia de Chevotareb nos hace pensar en un proceso lineal: el agua al principio de su viaje es bicarbonatada; a medio viaje, sulfatada; al final, clorurada. La distribución de la geoquímica del agua en el subsuelo de una región esta mejor descrita por el esquema trazado por Domenico. En las grandes cuencas sedimentarias, distingue tres zonas en profundidad.

1. Una zona superior, con flujo activo, generalmente con recorridos cortos y tiempos de permanencia de años o decenas de años. Aguas bicarbonatadas y poco salinas.

2. Una zona intermedia, con flujo menos activo, recorridos más largos y tiempos de permanencia de cientos a miles de años. Aguas mas salinas y el anión predominante será el sulfato.

3. Una zona inferior, con flujo muy lento, cuando no estancado, largos recorridos y tiempos de miles a millones de años. La salinidad es elevada y el agua es clorurada.


Recorrido y tiempo de permanencia en el acuífero

ANIONES PREDOMIANTES

CO3H- CO3H- y SO4= SO4

= SO4= y Cl- Cl-

Aumento de la salinidad

3


3. Substancias disueltas en el agua subterránea natural.

Principales constituyentes químicos clasificación de Freeze and Cherry (1979).

Esta clasificación se realiza por su frecuente aparición y valor de concentración decreciente:

Constituyentes mayoritarios ó fundamentales1. Aniones HCO3

- + CO4=, Cl-, SO4

=, NO3-

2. Cationes Ca++, Mg++, Na+, K+, NH4+

3. Otros CO2, O2, SiO4H4, ó SiO2

1. Aniones.

Anhídro Carbónico, Bicarbonatos, y Carbonatos, (CO2, HCO3-, CO3

= )

El CO2 se disuelve en el agua en función de la presión parcial. Una parte permanece en disolución en forma de gas mientras otra reacciona con el agua para dar acido carbónico (H2CO3) que se disocia parcialmente para dar carbonato y bicarbonato.

El CO2 disuelto en agua procede de la zona edáfica (respiración de organismos y descomposición de la materia orgánica) en la que se alcanza presiones parciales del orden de 10-1 a 10-3 bares.

La disolución de calizas y dolomías, potenciada por el aporte de CO2 y/o ácidos orgánicos o inorgánicos, es otra de las fuentes principales de carbonatos y bicarbonatos.

En aguas con pH menor a 8.3 la mayoría de las aguas subterráneas naturales, la especie predominante es el ión bicarbonato. La concentración de este ión es de 50 y 400 mg/L y hasta 800 mg/L.

Cloruros (Cl-)

Las rocas de origen marino, por lo común presentan escasa proporción de cloruros. Dada la elevada solubilidad de sus sales, estos pasan rápidamente a la fase acuosa pudiendo alcanzar concentraciones muy altas.

El agua de lluvia es una fuente importante del ion Cl-, especialmente en zonas próximas a la costa. Este ion no forma sales de baja solubilidad, no se oxidan ni ser reduce en aguas naturales, no es adsorbido significativamente ni entra a formar parte de procesos bioquímicos.

Las concentraciones del ion en aguas subterráneas son muy variables, desde menos de 10 mg/L a más de 2000 a 3000 mg/L. El agua de mar tiene una concentración de 20,000 mg/L de Cl-.



Sulfatos (SO4=)

El ion sulfato procede del lavado de terrenos formados en ambiente marino, de la oxidación de sulfuros que se encuentran ampliamente distribuidos en rocas ígneas y sedimentarias, de la descomposición de substancias orgánicas, etc. La disolución de yeso (CaSO42H2O) y anhidrita (CaSO4) y otros tipos de sulfatos dispersos en el terreno, representan el aporte cuantitativamente más significativo del ion al agua subterránea.

La mayoría de las aguas subterráneas sulfurosas presentan contenidos apréciales de HS-

ó H2S. En aguas dulces la concentración normal de SO4= puede variar entre 2 y 150 mg/L.

En aguas salinas, asociado al Ca++, puede llegar a 5000 mg/L, asociado con Mg++, y Na++, en salmueras puede alcanzar hasta 200 000 mg/L.

Iones de Nitrato, Nitrito, y Amonio (NO3-, NO2

-, NH4+)

Los compuestos nitrogenados presentes en las aguas naturales están íntimamente relacionados con el ciclo del nitrógeno. La mayor parte del nitrógeno aparece en forma gaseosa en la atmosfera; en forma oxidada constituye una importante fracción en los suelos y sustancias orgánicas (tejidos de animales o vegetales que lo extraen de la atmosfera para su metabolismo). En las rocas, sin embargo solo se presenta como elemento minoritario.

El nitrógeno puede aparecer en forma de NH3, NH4+ y por oxidación, estas formas

reducidas pueden transformarse en N2 (gas) y, finalmente en NO3- que es la forma más

usual y estable en que el nitrógeno se presenta en las aguas subterráneas. Los procesos de oxidación - reducción de las especies nitrogenadas en el agua están influenciados por fenómenos biológicos y, en consecuencia, los productos finales dependerán del número y tipo de organismos que intervengan en ellos.

El NH4+, o el amoniaco libre, NH3 aparece solo en trazas en aguas subterráneas naturales.

El ion (NO2-) puede estar presente en las aguas y como consecuencia del NH3 o como

resultado de la reducción, microbiana. Su presencia en el agua se considera un indicio de una posible contaminación y tal vez inapotabilidad debido a la toxicidad del ion. Su concentración en aguas subterráneas no contaminadas varía ampliamente aunque no sobrepasa los 10 mg/L.

2. Cationes.



Calcio (Ca++)

Es el catión principal en la mayoría de las aguas naturales debido a su amplia difusión en rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas. En rocas ígneas aparece como constituyentes esencial de los silicatos, especialmente en el grupo de las plagioclasas. En rocas sedimentarias aparece fundamentalmente en forma de carbonato CaCO3 (calcita y aragonito, CaMg (CO3)2 (dolomita) o de sulfato CaSO42H2O (yeso) o CaSO4 (anhidrita).

El calcio interviene en el equilibrio carbónico, y aporte de H+ e intercambio iónico. El intercambio iónico entre el Ca++ y otros cationes como el Na+ es retenido en la superficie de los minerales con los que entra en contacto el agua.

La concentración de Ca++ varia ampliamente en las aguas subterráneas, obteniéndose concentraciones de 10 a 250 mg/L, las cuales son frecuentes en aguas dulces, en terrenos yeseros pueden encontrarse 600 mg/L.

Magnesio (Mg++)

El magnesio, es menos abundante que el Ca++ varia ampliamente en las aguas subterráneas, y proviene de rocas carbonatadas como dolomitas, cálcicas magnésicas, silicatos, ferromagnesias, así como de rocas marinas.

Este interviene también en procesos de intercambio iónico en este el Mg++ es retenido con preferencia al Ca++ en suelos y rocas.

En aguas dulces naturales el contenido en ion Mg++ no suele ser mayor a 40 mg/L. En terrenos calcáreos pueden rebasarse a veces 100 mg/L.

Sodio (Na+)

El sodio es liberado por medio de los silicatos tipo albita (NaAlSiO3O8) y la disolución de rocas sedimentarias de origen marino y depósitos evaporitos en se presenta formación de NaCl.

La fuente principal de Na+ la constituyen los aportes de agua marina en regiones costeras, tanto por fenómenos de intrusión en acuíferos costeros como por infiltración del agua de lluvia a la que se incorpora desde el mar.

Las sales de Na+ sin altamente solubles y tienden a permanecer en solución ya que no se producen entre ellas reacciones de precipitación como ocurre en el caso del Ca++. Este se absorbe en arcillas y es intercambiado principalmente por el ion Ca++, lo que provoca una disminución de dureza de la aguas.

La concentración es de hasta 12,000 mg/L en zonas evaporiticas y algunas veces sobrepasa los 150,000 mg/L en aguas dulces normales.

Potasio (K+)



Procede de la meteorización de feldespatos y ocasionalmente de la solubilización de depósitos de evaporitas, en particular de sales tipo Cloruro de potasio (KCl) o Carnalita (KClMgCl2 6H2O). El potasio se fija irreversiblemente en procesos de formación de arcillas y de adsorción en las superficies minerales con alta capacidad de Intercambio catiónico, por ello su concentración en aguas subterráneas es mas bajo que la del Na+. Esta no sobrepasa los 10 mg/L. Cuando se presentan concentraciones por arriba de esta puede ser por contaminación de aguas residuales.

3. Otros.

Sílice (H4SiO4 ó SiO2)

El origen fundamental de la sílice en aguas subterráneas se debe a procesos de hidrólisis de feldespatos y silicatos. La sílice suele presentarse como SiO2 en la mayoría de las aguas subterráneas y aparece también como H4SiO4 monómerico que no se disocia hasta pH superior a 9.0.

La concentración de SiO2 en aguas subterráneas sobrepasa los 3.8 mg/L, pero en ocasiones excede los 100 mg/L, en aguas españolas debido a la presencia de rocas marinas con formaciones de SiO2.

Oxigeno disuelto (O2)

Este componente en aguas subterráneas es importante debido al hecho de su capacidad de oxidación de diferentes tipos de constituyentes que se encuentran en forma reducida y de modificar, en consecuencia la solubilidad de los mismos.

Este O2 provienen del contacto del aguas con la atmosfera, otra fuente indirecta es el proceso de fotosíntesis.

El contenido de O2 sirve como indicador de las condiciones bioquímicas del agua. La concentración de O2 normal en aguas subterráneas puede llegar a ser de 13.3 mg/L,

Constituyentes minoritarios ó secundarios



Aniones F- + S=, SH-, Br-, I-, NO2-, PO4

=, BO3-

Cationes Mn++, Fe++, Li+, Sr+, Zn++

1. Aniones.

Flúor (Fl-)

Esta relacionado con la alteración de rocas plutónicas. Su concentración raramente sobrepasa 2 mg/l. En contenidos superiores a 1 mg/L puede ser nocivo.

Bromuro (Br-)

Se comporta de modo similar al Cl- pero es mucho menos abundante. En agua de mar está en concentraciones de 65 mg/L. La relación CI2Br- es generalmente mucho mayor en aguas continentales que en el agua del mar.

Ioduro (I-)

No suele aparecer más que como elemento traza, es esencial para la nutrición humana. Su circulación parece estar notablemente influenciada por procesos bioquímicos. En agua del mar su concentración es de 0.06 mg/l.

Bromuro (Br-)

Es un constituyente minoritario en la mayoría de las agua y es esencial en pequeñas cantidades para el crecimiento de las plantas. En concentraciones excesivas es perjudicial tanto en los suelos como en las aguas de riego pudiendo ser tóxico para ciertas plantas en concentraciones relativamente bajas. Procede de la alteración de rocas ígneas, Gases volcánicos, y Agua marina que contiene 4.6 mg/L de este elemento.

Fosforo (P-)

El fósforo (P) en las aguas naturales parece encontrarse en forma de ortofosfato (PO4-3).

Al igual que el nitrato es un nutriente esencial para las plantas pero se encuentra en concentraciones mucho menores que este, probablemente por su acusada tendencia a formar iones complejos y compuestos de baja solubilidad con un extenso número de metales y por ser adsorbido por sedimentos hidrolizados especialmente minerales de la arcilla en el suelo. Las principales fuentes de fosfatos se asocian a la explotación de rocas ígneas o sedimentarias marinas que contienen este elemento a la industria de manufacturación de fertilizantes fosfatados, a las aguas residuales de origen urbano (detergentes) o ganadero, etc.

2. Cationes.



Hierro (Fe++)

Es un elemento esencial para el metabolismo de animales y plantas. En aguas subterráneas suele encontrarse en forma de Fe++ aunque puede presentarse como FeOH+2 en función del pH contenido en oxígeno y dependiendo a menudo del contenido del agua en otros elementos (carbonatos. bicarbonatos. sulfatos, etc.)

La concentración de este elemento en el agua está controlada por procesos de equilibrio químico como oxidación-reducción, precipitación y disolución de hidróxidos, carbonatos y sulfuros formación de complejos especialmente con materia orgánica y también por la actividad metabólica de animales y plantas.

Valores de concentración de hierro entre 1 y 10 mg/L pueden ser comunes aunque aguas con pH entre 6.0 y 8.0 pueden presentar concentraciones de hasta 50 mg/L cuando los bicarbonatos se encuentran por debajo de 61 mg/L. Lo más normal es que se encuentre en concentraciones inferiores a 0.1 mg/L.

Manganeso (Mn++)

El manganeso (Mn) es esencial para el metabolismo de las plantas. Aunque suele pensarse que su comportamiento es similar al del hierro existen notables diferencias. Se puede encontrar en forma de Mn++. Por regla general se encuentra en concentraciones inferiores a las del hierro. En cantidades apreciables produce sabor desagradable en el agua lo que evita a menudo su ingestión en grandes dosis, que podría afectar al sistema nervioso central.

Constituyentes trazaAl+++, Ti+4, Co++, Cu++, Pb++, Ni++, Cr+++, etc.

4. Características fisicoquímicas.



El agua subterránea natural como consecuencia de su composición química y de acciones naturales externas, presenta una serie de propiedades o características fisicoquímicas: color, turbidez, sabor, temperatura, conductividad eléctrica, dureza, etc. Estas propiedades varían en el espacio y en el tiempo. A continuación se describen las más representativas.

Temperatura

La temperatura del agua subterránea, en un punto y momento determinado, representa un estado de equilibrio entre los aportes y las extracciones caloríficas en ese punto.

En los acuíferos existe una "zona neutra" de temperatura constante por encima de la cual la influencia térmica más significativa es la de las variaciones diarias o estacionales de la temperatura ambiente. Por debajo de esta zona el factor preponderante es el "gradiente geotérmico" o variación de la temperatura con la profundidad que en áreas continentales, se considera normal cuando es de 3 ºC/100 m.

La distribución espacial de temperaturas en un acuífero depende de la conductividad térmica e hidráulica del medio, de la relación longitud/profundidad de la cuenca configuración del nivel freático distribución de la temperatura ambiente respecto a las zonas de recarga y descarga. etc. En cualquier caso, la temperatura de las aguas subterráneas es muy poco variable. Las diferencias de temperatura pueden influir en la solubilidad de determinadas substancias.

Conductividad, residuo seco.

Por su contenido iónico, el agua es buena conductora de la electricidad, a medida que la concentración iónica aumenta, también lo hace la conductividad eléctrica. La variación de temperatura modifica la conductividad. Para disoluciones diluidas se estima que el aumento de temperatura en 1 ºC se traduce en un aumento de alrededor del 2% de conductividad, los valores de conductividad en el agua subterránea oscilan entre 100 y 200 S/cm

El residuo seco es la substancia que permanece después de la evaporación de un volumen determinado de agua, generalmente un litro.

pH.

El pH aumenta con el aumento de temperatura hasta en un 8%. Por regla general el pH de las aguas naturales se mantiene entre 6.5 y 8.0 aunque excepcionalmente puede variar entre 3.0 y 11.0

El pH juega un papel importante en muchos procesos químicos y biológicos de las aguas subterráneas naturales (equilibrio carbonatado procesos redox. etc.). Es fácilmente alterable por lo que su determinación debe hacerse en el momento de la toma de muestra.

Alcalinidad.



En la mayoría de las aguas naturales la alcalinidad está producida prácticamente por los iones carbonato y bicarbonato aunque, en ocasiones otros ácidos débiles como el silicio. Fosfórico bórico y ácidos orgánicos pueden contribuir de forma notable al desarrollo de esta propiedad. El valor de TAC está comprendido por lo común entre 100 y 300 mg/L de CaCO3 mientras el de TA suele oscilar entre 0 y 10 mg/L de CaCO3.

Dureza.

La dureza de un agua mide la capacidad de ésta para consumir jabón o producir incrustaciones. Aunque en la reacción con jabón para producir compuestos insolubles pueden intervenir Ca++, Mg++.

La dureza de las aguas subterráneas naturales varía generalmente entre 10 y 300 mg/L de CaCO3 pudiendo llegar a 2000 o más. Las aguas duras son por lo general, incrustantes.

Demanda Química de Oxigeno y Demanda Bioquímica de Oxigeno.

La demanda química de oxígeno mide la capacidad de un agua para consumir oxidantes en procesos químicos (materia orgánica oxidable Fe++, Mn++, NH4

+ etc.). En aguas naturales el valor usual de DQO varía desde 1 a 15 mg/L.

La demanda bioquímica de oxígeno es la cantidad de oxígeno precisa para eliminar, por procesos biológicos aerobios la materia orgánica contenida en un agua. Suele referirse a un periodo de cinco días. En aguas subterráneas por lo general la DBO, suele ser inferior a 1 mg/L ó <0.2 mg/L.

5. Incorporación de los Constituyentes a las Aguas Subterráneas.



Ámbitos de incorporación.

Dentro del ciclo hidrológico pueden distinguirse a grandes rasgos tres sistemas o ámbitos en que el agua adquiere y ve modificado su química: atmósfera, zona no saturada y zona saturada.

La atmósfera está constituida por gases N2, O2 vapores de agua, CO2. etc., aerosoles polvo atmosférico y sales de diversa procedencia que reaccionan con el agua de lluvia principal fuente de recarga de los acuíferos cambiando la química del agua de infiltración.

En áreas no contaminadas el agua de lluvia presenta por lo general sólo una débil mineralización y una ligera o moderada acidez (pH entre 5.0 y 6.0) carácter oxidante y gran capacidad en consecuencia de alterar los materiales con lo que entre en contacto.

Situación geográfica, clima, actividad biológica, tipo de suelo, etc., condicionan la composición química del agua de lluvia, tanto en lo que se refiere al tipo de constituyentes como a las concentraciones de éstos.

En la zona no saturada, durante el proceso de infiltración hasta alcanzar el nivel freático. La química del agua sufre modificaciones radicales como consecuencia de las nuevas condiciones a que el agua está sometida. Entre ellas cabe citar:

1. Concentración por evapotranspiración.2. Contacto con materiales de elementos solubles al agua al ser hidrolizados.3. Capacidad del suelo para generar gran cantidad de ácidos (H2CO3, ácidos húmicos.

etc.)4. Capacidad de la zona edáfica para consumir el oxígeno disuelto en el agua en la

oxidación de la materia orgánica.5. Intercambio de gases entre el aire del suelo y el aire exterior.6. Tanto si el balance entre precipitación y evapotraspiración es positivo como negativo

el agua que se incorpora a la zona saturada presenta por efecto de la evapotranspiración mayor salinidad que el agua de precipitación.

7. La composición de la roca, aunque muy importante en este sentido no es determinante en la mineralización del agua subterránea. Pureza, textura, porosidad, grado de fisuración estructura regional así como presión temperatura, tiempo de permanencia y de contacto agua-roca secuencia en que el agua atraviesa determinados minerales fenómenos modificadores etc., pueden tener una influencia decisiva en la adquisición y evolución de la química del agua tipo de flujo tiene una notable transcendencia en la mineralización del agua subterránea.

8. Aguas con largos recorridos suelen presentar, en igualdad de otras circunstancias. una mayor mineralización que aguas de corta circulación. Aguas recogidas en la zona de recarga de un acuífero suelen tener menos sólidos disueltos que un agua de circulación profunda y menos también que el agua de descarga del mismo acuífero.

6. Mecanismo de Incorporación de solutos al agua subterránea.



La incorporación de solutos al agua está ligada estrechamente a la meteorización de los materiales de la corteza terrestre. Esta incorporación puede realizarse de forma inmediata. Por disolución de sales directamente solubles, o tras una serie de transformaciones químico-biológicas previas a la solubilización.

Cuando un electrolito se disuelve en agua las moléculas de ésta chocan contra las del compuesto arrancando iones de la red cristalina que a causa de su carga, se unen a las moléculas polarizadas del agua. Si no existe intercambio de reactantes o productos de reacción con el exterior se produce una incorporación de iones desde el sólido a la fase líquida y un retorno desde la disolución a la superficie del sólido hasta que las velocidades en los dos sentidos se igualan.

Cuando se alcanza esta igualdad el sistema llega a la condición de equilibrio a partir de ese momento el sistema no estaría sometido de modo natural, a cambios de composición química.

Aunque en general un sistema acuífero no puede ser considerado, en rigor, un sistema cerrado partes o subsistemas del mismo reúnen a menudo las condiciones suficientes para poder ser considerados como tales y para que en ellos sean aplicables las leyes del equilibrio químico.

En contraposición con las substancias directamente solubles otras muchas lo son en muy pequeño grado y han de ser transformadas química o biológicamente antes de ser solubilizadas.

Entre los procesos de transformación (alteración o meteorización química) los más significativos son:

Hidratación o incorporación del agua a la red cristalina de los minerales para formar hidratos.

Hidrólisis o descomposición de minerales baja la acción de H+ y OH-

procedentes de la descomposición del agua. Un ejemplo característico es la ionización de silicatos, relativamente insolubles, que conduce a la solubilización de Na+, K+, Ca+, SiO4H4 etc., así como a la formación de minerales de la arcilla. El proceso depende de la disponibilidad de H+ tipo de catión existente en la red, área expuesta al ataque etc., y es más rápido e intenso a bajo pH y elevada temperatura.

Oxidación-reducción: Numerosos elementos poseen diversos estados de oxidación a los que van ligadas propiedades características de cambios de solubilidad en el momento de formar compuestos. Reacciones en que se producen cambios en el estado de oxidación pueden facilitar, entonces, la solubilización de diferentes elementos. Reacciones de este tipo son las de oxidación de sulfuros reducción de sulfatos, oxidación-reducción de hierro y manganeso procesos de nitrificación etc. Catalizadores disminuyendo la energía de activación de reacciones redox. etc.

Variación del pH: Estas variaciones desempeñan un papel importante en procesos de solubilización de diversas substancias a través de su influencia sobre las condiciones de hidrólisis, procesos redox fenómenos de adsorción. etc. La disolución



de carbonatos y la hidrólisis de silicatos así como la formación de iones complejos que puede traducirse en marcadas variaciones de solubilidad están controladas por el rango de pH en que estos procesos se desarrollan.

Acciones biológicas: Su interés en el proceso de alteración previo a la puesta en solución de algunos elementos procede de su capacidad de provocar algunas reacciones a través de cambios de pH.

7. Fenómenos modificadores de la composición del agua subterránea.

Los fenómenos modificadores más frecuentes se describen brevemente a continuación:



Intercambio iónico: es el proceso por el que algunas substancias cambian iones por los existentes en el agua. Esta relacionado con procesos de adsorción en arcillas ciertos óxidos substancias orgánicas, etc. La capacidad de cambio de una substancia se expresa en mili equivalentes de iones intercambiados por cada 100 g de substancia seca.

Cuando se trata de cationes con la misma Valencia existe un orden de preferencia en la adsorción siendo:

Concentración: El aumento de concentración puede producirse tanto por disolución como por hidrólisis hasta que se alcance el producto de solubilidad de la sal correspondiente Puede producirse también por evapotranspiración o enfriamiento y por ósmosis. El efecto de la evaporación puede ser muy complejo y conducir a mecanismos muy diferentes en función de la composición inicial y de las concentraciones relativas de los elementos disueltos, Los efectos de evaporación y enfriamiento sólo son significativos en acuíferos someros y especialmente en las zonas de recarga y/o descarga de acuíferos en áreas de clima relativamente árido.

Temperatura: La temperatura es un parámetro que afecta notablemente a la solubilidad de diferentes sales en el sentido de aumento de solubilidad con el aumento de temperatura.

Mezcla: Una situación frecuente en la dinámica de las aguas subterráneas es la de mezcla de aguas con diferente contenido iónico. El efecto de ión común puede conducir entonces a la precipitación de ciertas sales como el CaCO3 si se mezcla un agua con concentración en CO=

3 y Ca++ a saturación con otra que haya disuelto yeso (SO=4 y Ca++).

Mezclas de aguas en equilibrio con la calcita pero con diferente presión parcial de CO2

pueden producir efectos similares.

8. Representación grafica de Análisis Químicos.


Cs+>Rb+>K+>Na+>Li+

Ba++>Sr++>Ca++>Mg++

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Estos gráficos son múltiples diagramas desarrollados con este fin, diagramas columnares, triangulares, circulares, poligonales, logarítmicos etc. Cada uno presenta ventajas y limitaciones. Estos diagramas representan gráficamente los análisis químicos de las aguas subterráneas, siendo esta una compilación y representación de los datos de composición y características químicas para obtener una visualización simple y lo mas completa posible de las mismas.

Diagrama de Piper – Hill – Langelier.

Se trata de un diagrama triangular compuesto constituido por dos triángulos equiláteros en que se representa, respectivamente, la composición aniónica y catiónica del agua de que se trate y un campo central romboidal en que se representa la composición del agua deducida a partir de aniones y cationes.

Es necesario reducir las concentraciones de los iones, expresados en miliequivalentes/litro a % y solo se pueden reunir en cada triangulo tres aniones y/o tres cationes. A cada vértice le corresponde el 100% de un anión o catión.

Como aniones se suelen representar: HCO-3, + CO=

3, SO=4 y Cl- + NO3, como cationes:

Na+ + K+; Ca++ y Mg++.

A cada composición aniónica o catión le corresponde un punto en cada triangulo. Para obtenerlo basta trazar por el punto que representa el porcentaje de cada ión, una paralela al lado opuesto al vértice que representa el 100% de dicho ión. En la Figura 1 se representa el caso de un agua potable con 45% de Ca++, 20% de Mg++ y 35% de Na+

(punto B) y 15% Cl-, 20% de SO=4, y 65% de CO=

3 + HCO-3 (punto B). La intersección de

dos paralelas a los extremos exteriores del campo romboidal por estos puntos B, determinan, el rombo, el punto B representativo de la composición iónica global del agua. El punto A correspondería al agua de mar.

En este tipo de diagramas no se representan concentraciones absolutas. Si se quiere tenerlas en cuenta se puede asociar a cada punto representativo de un análisis una cifra que indique la conductividad, residuo seco, o un circulo de radio proporcional a esas magnitudes o bien un listado adjunto.

Frente a este inconveniente y la imposibilidad de representar mas de tres iones por triangulo, estos diagramas permiten reflejar mezclas de aguas, precipitaciones, disoluciones, procesos de intercambio iónico, así como representar varias muestras.



Figura 1. Diagrama de Piper – Hill – Langelier con indicación del modo de representar un análisis de agua (modificado de Freeze and Cherry 1979)



Diagrama de Stiff modificado.

Consiste en tomar, sobre semirrectas paralelas, segmentos proporcionales a la concentración de cada ión (meq/L) y unir los extremos para formar, así un polígono. Aunque la disposición en cada semirrecta es opcional, suele utilizarse la que se representa en la Figura 2. Esta disposición permite apreciar rápidamente los valores de las relaciones iónicas con respecto a la unidad y la variación de las relaciones entre cationes o entre aniones. La forma de cada polígono orienta sobre el tipo de agua y su tamaño de una idea relativa del contenido iónico total del agua e indirectamente de la conductividad.

Figura 2. Diagrama de Stiff modificado y representación de dos tipos de agua. a) Sulfatada magnésica. b) Sulfatada sódica.



9. Clasificación de Aguas.

La gran variedad de componentes y características fisicoquímicas del agua natural exige su clasificación en grupos para tener una información breve y sencilla sobre la composición química del agua de que se trate y de los aspectos de la misma.

A menudo estas clasificaciones tienen aplicaciones prácticas inmediatas aunque su finalidad es, simplemente la de agrupación de aguas que presentan características comunes. Por otra parte algunas de las clasificaciones (aguas blandas o duras) son relativas especialmente cuando se utilizan con un fin práctico. Así un agua dura en el litoral mediterráneo español puede ser considerada muy dura en las zonas del interior.

Los criterios que se utilizan para la clasificación geoquímica de las aguas son múltiples y a menudo complicados. Citaremos los más sencillos y los más frecuentemente utilizados en este informe.

CLASIFICACION POR RESIDUOS SECOSTIPO DE AGUA RESIDUO SECO mg/L

Agua dulce 0-200 a veces hasta 3,000Agua salobre Hasta 5,000 a veces hasta 10,000Agua salada Hasta 40,000 a veces hasta 100 000Salmuera Hasta la saturación

CLASIFICACION POR LA DUREZATIPO DE AGUA DUREZA (mg/L CaCO3)

Agua blanda 0 a 60Agua moderadamente dura 61 a 120Agua dura 121 a 180Agua muy dura >180

En la Figura 3 se presenta una clasificación simplificada de este tipo.



Figura 3. Tipos de Aguas deducidos de un diagrama de Piper – Hill - Langelier



10. Conclusiones.

La composición de las aguas subterráneas es un resultado de múltiples reacciones entre el agua, rocas y minerales, imposibles de individualizar y modelizar en detalle. Para ello se requiere un estudio de una zona reducida para establecer un modelo de evolución geoquímica del agua a lo largo del flujo. Los principales procesos que se llevan a cabo para la incorporación de constituyentes químicos en aguas subterráneas se deben a la disolución de carbonatos y la alteración de feldespatos, filosilicatos y pirita, principalmente.

Las aguas subterráneas son distintas de las de manantiales y pozos debido a la infiltración, de sustancias disueltas no solo de rocas, y minerales; sino también de gases atmosféricos y de reacciones llevadas a cabo a través de la lluvia. Así como también de procesos bioquímicos producidos por diversos microorganismos y materia orgánica.

La existencia de flujos de amplio recorrido determina la evolución de la geoquímica del agua subterránea. La influencia de la geoquímica de los materiales es de suma importancia, para cuantificar, la cantidad de sustancias químicas disueltas en las aguas subterráneas.

11.Bibliografia.

APPELO, C. Y POSTMA, D. (1993).- Geochemistry, groundwater and pollution. Balkema, 536 pp.

CUSTODIO, E. & LLAMAS, M. R. (1983).- Hidrología Subterránea. (2 tomos). Omega, 2350 pp.

DOMENICO, P.A. Y SCHWARTZ, F. W. (1998).- Physical and chemical hydrogeology. Wiley, 502 pp.

DREVER, J.I. (1997).- The geochemistry of Natural Waters. Prentice Hall, 3ª ed. 436 pp.

FREEZE, R. A.Y J. A. CHERRY (1979).- Groundwater. Prentice-Hall, 604 pp. KEHEW, A.E. (2001).- Applied Chemical Hydrogeology. Prentice Hall, 368 pp. LANGMUIR, D. (1997).- Aqueous Environmental Geochemistry. Prentice-Hall, 600 pp. LLOYD, J.W. Y HEATHCOTE, J.A. (1985).- Natural Inorganic Hydrochemistry in

relation to groundwater. Claredon Press, 296 pp.



12. Anexos

Presentación de Power Point


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