Hidroquímica y Contaminación

HIDROQUÍMICA Y CONTAMINACIÓN Óscar Pintos Rodríguez

1

TEMA 1: CARACTERIZACIÓN HIDROGEOQUÍMICA. ORIGEN DE LOS CONSTITUYENTES PRESENTES EN

EL AGUA SUBTERRÁNEA

INTRODUCCIÓN

El progresivo interés por la calidad del agua, se ha traducido en un conocimiento más

profundo de las fuentes y mecanismos de incorporación de sus diversos constituyentes.

La composición del agua representa una situación dinámica condicionada por múltiples

factores interdependientes que evolucionan en el espacio y en el tiempo. La presencia de

los diferentes constituyentes de un agua (evidenciada por los análisis químicos), es el

resultado de una especie evolutiva de fenómenos e interacciones físicas, químicas y

bioquímicas del agua con el medio por el que circula.

EL AGUA COMO COMUESTO QUÍMICO PURO

La molécula de agua está compuesta por dos átomos de hidrógeno y uno de oxígeno

(H2O). Tiene enlaces covalentes (elementos que comparten electrones de su última capa

para formar estructura de gas noble), es asimétrica y presenta una fuerte polaridad. Su

propiedad más relevante, es la asociación estructurada mediante puentes de hidrógeno.

Se caracteriza por ser un líquido entre 0 y 100 ºC, a presión atmosférica, calor

específico, calor de vaporización y de congelación muy elevados; tiene la tensión

superficial más alta conocida, y moja con facilidad la mayoría de las sustancias sólidas

naturales; presenta una anomalía dilatométrica, ya que a 4 ºC tiene un máximo de

densidad (1 kg/l), siendo algo menos densa a 0ºC y notablemente menos densa en

estado sólido, al contrario que otras sustancias. Estos valores, mucho más elevados de lo

que cabría esperar en un compuesto de peso molecular tan bajo, se deben a la necesidad

de romper los puentes de hidrógeno. Los enlaces entre el oxígeno y el hidrógeno

formando un ángulo de 105º determinan su carácter bipolar y explican sus anómalos

puntos de congelación y ebullición, su tensión superficial y su constante dieléctrica.

Este carácter bipolar, junto con la elevada constante dieléctrica, explican su poder como

disolvente y su capacidad de humedecer las superficies.

El agua pura, es muy débilmente iónica (H2O ↔ H

+ + OH

-). Su conductividad

eléctrica es muy baja, pero crece enormemente cuando contiene pequeñas cantidades de

impurezas, pudiendo llegar a ser un buen conductor eléctrico. A cualquier temperatura,

se cumple que [H+] * [OH

-] = K, siendo K una constante función de T y P (10

-14 a 25 ºC

y 1 atm). Si el agua pura, se da el equilibrio [H+] = [OH

-]. Para no trabajar con cifras

pequeñas de [H+], trabajamos con el pH = -log [H

+]; para el agua pura, a 25 ºC el pH es

neutro (7); a mayor temperatura, hay mayor disociación, y por tanto el pH es más ácido

(<7).

La fórmula del agua. Isótopos

Realmente, la fórmula H2O es una simplificación, ya que existen diferentes tipos de

moléculas de agua, según la presencia en ella de los diversos isótopos de oxígeno y del

hidrógeno:

• Isótopos del hidrógeno: - H

1 (protio): Constituye la mayor parte del hidrógeno natural (99.84 %).

- H2 (deuterio): Forma el agua pesada; es estable; pequeñas cantidades.


2

- H3 (tritio): Pequeñas cantidades, producidas en la atmósfera por radiaciones

cósmicas; inestable; radiactivo; se mide en unidades de tritio (UT). En los

años 50-60, se produjo una gran cantidad de tritio antrópico debido a las

pruebas nucleares; dado que su período de semidesintegración es 12.7 años,

si en una muestra de agua subterránea no encontramos valores de tritio,

podemos afirmar que es anterior a 40-50 años. Buen marcador de aguas en

zonas donde existen centrales nucleares.

• Isótopos del oxígeno: - O

16: Constituye la mayoría del oxígeno natural (99.76 %).

- O17: Pequeñas cantidades.

- O18: Es el más abundantes después del O

16, aunque su concentración es muy

pequeña. Se usa en Paleoclimatología para conocer el origen del agua.

Cuando se evapora el agua, el O16

se evapora más fácilmente que el O18

(más

pesado), por lo que las aguas irán cambiando su composición según la altura y la

continentalidad (en Lisboa, es más pesada que en Madrid). Estad diferencias isotópicas,

causadas por las pequeñísimas diferencias de tensión de vapor, movilidad iónica, … son

de gran interés en Hidrogeoquímica. Dichas variaciones, se miden según desviaciones

con respecto a un patrón llamado SMOW (standard mean ocean water), y en lo últimos

años, con el V-SMOW (Vienna-SMOW):

[ ] [ ][ ]

[ ][ ]

100011000 ⋅

−=⋅

−=

SMOW

muestra

SMOW

SMOWmuestraδ

así, los valores positivos indicarán un enriquecimiento, comparado con el SMOW, y viceversa.

EL AGUA EN LA NATURALEZA

La gran capacidad de disolución del agua y su elevada reactividad, hacen que el agua

natural contenga gran cantidad de sustancias disueltas, que entran a formar parte de la

composición de muchas sustancias y atacan a muchas otras directamente (hidrólisis) o a

través de las sustancias que lleva disueltas (oxidación, …).

La forma más común de presentarse las sustancias disueltas en el agua subterránea,

es la iónica; normalmente, se trata de iones simples: cationes como Na+, Ca

2+, Fe

2+ y

aniones como Cl-, SO4

2-; Menos frecuentemente, existen iones complejos, como el

hierro u otros metales pesados.

Parte de las sustancias disueltas, están en forma molecular, con el dióxido de

carbono o el carbonato cálcico; normalmente están en equilibrio con especies iónicas.

Otras sustancias están parcialmente disociadas, en equilibrio con la forma molecular

y la forma totalmente disociada.

Entre las sustancias disueltas poco ionizadas o en estado coloidal, son importantes

los ácidos y aniones derivados de la sílice.

PROPIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS

Temperatura

Es el potencial calorífico referido a un cierto origen. Sus unidades, son ºC (grados

Celsius) o ºF (grados Fahrenheit en países anglosajones).

En las zonas más superficiales de los acuíferos, la temperatura del agua depende de

las variaciones de la temperatura ambiente y del régimen de flujo geotérmico (aumenta

1 grado cada 33 metros). Por debajo de la zona en la que se notan las variaciones

anuales, el factor predominante es el flujo geotérmico.


3

Según la temperatura, las aguas pueden ser hipotermas (frías, si la temperatura es

menor que la temperatura ambiente media anual), orotermas (normales, si Tm<T<Tm

+ 4 ºC) o hipotermas (termales, si T>Tm).

La distribución espacial de la temperatura de un acuífero depende de la

conductividad e hidráulica, permeabilidad, configuración del nivel freático, …

Al aumentar la temperatura, aumenta la solubilidad de la sales, la actividad

microbiana y la conductividad, y disminuye la solubilidad de gases, el pH, la densidad y

la viscosidad.

Conductividad eléctrica

El agua se hace conductora como consecuencia de su contenido iónico. La

conductividad es la capacidad de un agua para conducir la corriente eléctrica. Se mide

en µS/cm o µmhos/cm (inversa del ohm). Aumenta un 2% por cada grado de

Temperatura.

AGUAS CONDUCTIVIDAD (µS/cm) Destilada 0.045

De lluvia 2 – 40

Dulce 100 – 2000

Salmueras 100000

Marina (a 18 ºC) 45000

La expresión que relaciona la conductividad con el total de sólidos disueltos, es:

C·f = TSD, siendo f el factor de proporcionalidad (0.54 – 0.96) La expresión que relaciona la conductividad con el residuo seco, es:

C = A·Rs, siendo A = 1.9 a 25 ºC; A = 1.57 a 18 ºC

La expresión que relaciona la conductividad con el contenido iónico, es:

C = (85 a 90) M, siendo M la semisuma de aniones y/o cationes

Densidad

Es la masa de un litro de agua. Se mide en g/cm3, en grados Beaumé (ºBe), o en

grados Twadell (ºTw).

ρ145

145º −=Be , siendoρ la densidad en gr/cm3 a 15.5 ºC

ρ1

145º −=Tw , siendoρ la densidad en gr/cm3 a 15.5 ºC

AGUAS DENSIDAD (g/cm3)

Dulce 1

Salmueras concentradas 1.025

Marina 1.2

Color

Es la capacidad de absorber ciertas radiaciones del espectro visible. Se mide con

relación a un estándar arbritario de Cl3Co + Cl6PtK2 (ppm de Pt-Co o ppm de Pt). El

valor normal en aguas subterráneas, es 5 ppm de Pt.

AGUAS COLOR Pura (gran espesor) Azulado

Con Fe Rojizo


4

Con Mn Negro

Con SH2 Azulado

Con ácidos húmicos Amarillento

Materia en suspensión

Contenido en materiales sedimentables o que puedan ser retenidos por un filtro; es la

materia sólida transportada por el agua por medio de su energía cinética. Confiere

turbidez al agua. Se mide en ppm o cm3/l. Normalmente, se dan valores menores de 1

ppm para aguas subterráneas (las aguas subterráneas no tienen materia en suspensión

salvo en terrenos de circulación cárstica o muestras de agua procedentes de una

captación mal desarrollada en la que se producen arrastres; se filtra en la ZNS).

Turbidez (turbiedad) Dificultad de un agua para transmitir la luz. Mide el contenido en materias coloidales

y la materia en suspensión muy fina y difícil de filtrar. Se mide en ppm de SiO2, ppm de

mástic (A) o grados de bujía Jackson.

AGUAS TURBIDEZ (ppm SiO2) Transparente < 1.42

Opalina Hasta 2.85

Algo turbia Hasta 6.25

Turbia Hasta 9.00

Muy turbia > 9.00

Sabor

Esta propiedad, es de interés en aguas potables.

AGUAS SABOR Saladas > 300 ppm Cl

-

Saladas y amargas > 400-500 ppm SO4-2

Picantes Mucho CO2 libre

pH

Es una medida de la acidez del agua. En el agua pura, la condición de equilibrio

exige (a 25 ºC) que: [ ] [ ] 71000.1 −−+ ⋅== OHH . Así, el pH (-log [H+]) en el equilibrio a

25 ºC es 7, a 0 ºC es 7.53, y a 50 ºC es 6.63. Vemos que el pH, por tanto, disminuye con

la temperatura (un 8%), ya que a temperaturas más altas el agua se disocia más y es más

ácida. Normalmente, el pH de las aguas naturales se mantiene entre 6.5 y 8.0; la causa

principal de las variaciones es la presencia de CO2 disuelto (H2CO3) y HCO3-, que

actúan como sistema tampón.

A menudo, el valor del pH condiciona la solubilidad de numerosos elementos;

algunos iones (Na+, Ca

2+, NO3

2-, Cl

-, …) sólo pueden estar en solución dentro del rango

de pH normal; la mayoría de los iones metálicos son solubles en forma catiónica en

aguas ácidas, pero precipitan con el aumento del pH.

Dureza

Es la capacidad de un agua para consumir jabón o producir incrustaciones, aunque

definiciones actuales la identifican con el contenido en iones alcalinotérreos (Ca2+

y

Mg2+

). Se mide en ppm o mg/l de CaCO3, o en ºF (1 ºF = 10 mg/l de CaCO3). La dureza

varía entre 10 y 300 ppm de CaCO3, pudiendo llegar a 2000 o más.


5

La dureza, puede ser total (Dt = contenido total en Ca2+

y Mg2+

), permanente (Dp =

contenido en Ca2+

y Mg2+

después de precipitar los carbonatos), o temporal (Dc =

dureza carbonatada = total de Ca2+

y Mg2+

asociados a CO3H- y CO3

2-).

AGUAS DUREZA (ppm CaCO3) Blanda < 50

Ligeramente dura 50 – 100

Moderadamente dura 100 – 200

Muy dura > 200

Las aguas duras son, por lo general, incrustantes (precipitan), mientras que las

blandas suelen ser agresivas (disuelven).

Residuo seco (Rs) y total de sólidos disueltos (TSD) El residuo seco es el peso de materiales que resulta de evaporar un litro de agua

(desaparecen los volátiles). Varía con la temperatura de secado, por lo que conviene

fijarla entre 105 y 110 ºC o 180 ºC. Se mide en ppm o g/l.

El total de sólidos disueltos es el peso de todas las sustancias disueltas en el agua,

sean volátiles o no. Se mide en ppm o g/l.

En un análisis químico debe cumplirse aproximadamente que:

∑ ∑ ∑ ≈−++ − CoaRsHCOcoloidesanionescationes º1801102

13

Salinidad

En función del total de sólidos disueltos, se puede llevar a cabo la siguiente

clasificación sencilla del agua:

AGUAS SALINIDAD (g/l TSD) Dulce < 1000

Salobre 1000 – 10000

Marina 10000 – 100000

Salmuera > 100000

Alcalinidad

Es la capacidad de un agua para neutralizar ácidos. La alcalinidad TAC mide la

capacidad hasta un pH de 4.5 (mide el contenido en iones CO3H-), y la alcalinidad TA

mide la capacidad hasta un pH de 8.3 (mide el contenido en iones de CO32-

). Se puede

medir en ppm de CaCO3, en meq/l (1 meq/l = 50 ppm de CaCO3), en ºF (1 ºF = 10 ppm

de CaCO3 = 1/5 meq/l), en ºA (1 ºA = 10 ppm de CaO = 17.8 ppm de CaCO3), en ºI (1

ºI = 14.3 ppm de CaCO3) o en grano por galón americano (1 gpg = 17.14 ppm de

CaCO3).

Materia orgánica

Se presenta tanto de forma suspendida como coloidal. Confiere al agua un elevado

carácter reductor (consume grandes cantidades de oxígeno, y pude ser grave para los

ecosistemas). Los indicadores más comunes son:

Demanda química de oxígeno (DQO): Capacidad de un agua para consumir

oxidadotes; es una estimación de las materias oxidables presentes en el agua.

Se mide en ppm de O2 tomado del KMnO4. Oscila entre 1 y 10, llegando hasta

15 ppm de O2 en aguas no contaminadas; valores superiores a 10 ppm de O2,

dan indicios de contaminación. En aguas urbanas y domésticas es un buen


6

indicador de materia orgánica y amonio. Se elimina mediante oxidación

(aireación forzada, agitación, …).

Demanda bioquímica de oxígeno (DBO): Mide la capacidad de oxígeno

necesaria para eliminar (degradar) la materia orgánica contenida en un agua

mediante procesos biológicos aerobios. Se mide en ppm de O2; valores

mayores de 1 ppm de O2 dan indicios de contaminación. Se elimina mediante

oxidación (aireación forzada, agitación, …). Permite apreciar la carga en

materias putrescibles.

CONSTITUYENTES MAYORRITARIOS

Cloruros

El cloro es el halógeno más difundido; muy soluble en agua; muy estable en

disolución; difícilmente precipitable; no se oxida ni se reduce en aguas naturales;

normalmente, aparece como Cl- en aguas naturales, y asociado a Na

+ en aguas marinas.

Proviene de la meteorización de rocas ígneas, del lavado de rocas de origen marino,

de evaporitas, de procesos de contaminación puntual (abonos, sales en carreteras, …), o

de la concentración de agua de lluvia (importante en las proximidades del océano).

AGUAS VALORES De lluvia < 2 ppm (a 200 km de la costa)

Dulces 10 – 250 ppm

Subterráneas 10 – 20 mg/l

Marinas 18000 – 21000 mg/l

Salmueras ≥ 200000 mg/l

Sulfatos

A 25 ºC y 1 atm, las formas estables del azufre, son SO42-

, HSO4-, S, HS

-, H2S y S

2-,

aunque generalmente aparece en estado de máxima oxidación (SO42-

); en medios

reductores, con abundante materia orgánica, puede sufrir reducción bacteriana de SO42-

a HS-. El ión SO4

2- es moderadamente soluble a muy soluble; es muy difícilmente

precipitable.

Proviene de la disolución del yeso y de la anhidrita, del lavado de terrenos formados

en ambientes marinos o en condiciones muy áridas, y de la oxidación de sulfuros (rocas

ígneas y rocas sedimentarias).

AGUAS VALORES De lluvia (ambiente rural) 1 – 3 ppm

De lluvia (ambiente urbano) 15 – 30 ppm

De lluvia (zonas industriales) 30 – 45 ppm (oxidación del H2S procedente

de la combustión del fuel)

Dulces 2 – 150 ppm

Salinas Hasta 5000 ppm (asociado a Ca)

Salmueras Hasta 200000 ppm (asociado a Mg y Na)

Carbonatos y bicarbonatos

Tanto el CO32-

como el CO3H- proceden, en parte, de la disolución del CO2

atmosférico (gas) en agua de lluvia y de la incorporación del CO2 del suelo al agua de

infiltración. También, de la disolución de calizas y dolomías potenciada por el aporte de


7

CO2 y ácidos orgánicos e inorgánicos. Además de la hidrólisis de silicatos (el CO2

disuelto en agua, al aumentar el pH da lugar a iones CO32-

y CO3H-).

Los carbonatos y bicarbonatos comunican alcalinidad al agua. No son oxidables ni

reducibles en aguas naturales.

AGUAS VALORES De lluvia 1 – 10 ppm CO3H

-

Subterráneas 50 – 400 ppm CO3H-

Marinas 10 ppm CO3H-

Alcalinas (pH>8.3) Hasta 50 ppm CO32-

Sílice

A pesar de que el silicio es el segundo elemento abundante en la corteza terrestre, la

baja solubilidad de los compuestos silicatados determina su inclusión en quinto o sexto

lugar entre los constituyentes mayoritarios de las aguas. La mayor parte está en forma

de H4SiO4 en parte disuelta y en parte coloidal y sólo una pequeña parte ionizada.

No suele provenir de la disolución del cuarzo o sílice amorfa, dada su lentitud de

meteorización; Proviene principalmente de la meteorización química (hidrólisis) de

feldespatos o silicatos en general, que se transforman en minerales de la arcilla y otros

productos de descomposición (es intenso y rápido en la zona edáfica).

AGUAS VALORES Subterráneas 17 – 25 ppm

Calcio

Suele ser el catión principal por su amplia difusión en rocas ígneas, sedimentarias y

metamórficas. Proviene de rocas ígneas (constituyente esencial en feldespatos,

piroxenos y anfíboles), de rocas sedimentarias (carbonatos, sulfatos o cemento

intergranular en rocas detríticas), y en menor cantidad pueden provenir de la fluorita,

del apatito, de la montmorillonita, y a menudo, aparece adsorbido en las superficies de

minerales en rocas y suelos.

Es moderadamente soluble a muy soluble. Precipita fácilmente como CaCO3; Junto

al Mg2+

contribuye a la dureza del agua. Su química está asociada a la de los iones

CO3H- y CO2.

AGUAS VALORES Dulces 10 – 250 ppm

Selenitosas (mucho sulfatos) 600 ppm

Marinas 400 ppm

Salmueras Hasta 50000 ppm

Magnesio

Similar al calcio pero más soluble y más difícil de precipitar. Su forma predominante

es Mg2+

; Puede formar complejos como MgOH+, MgSO4 o HCO3Mg

+. Junto al calcio

contribuye a la dureza del agua.

Proviene de minerales ferromagnesianos en rocas ígneas (olivinos, piroxenos,

anfíboles, micas negras, …) y de minerales de alteración (clorita, montmorillonita,

serpentina, …).


8

AGUAS VALORES Dulces < 40 ppm

Marinas 4 o 5 veces superior al Ca2+


Sodio

Es el alcalino más abundante. Suele ir asociado al ión Cl-. Es un buen indicador de

aguas blandas. Dada su alta solubilidad, tiene tendencia a permanecer en solución y no

precipitar. Su forma predominante es el Na+. A altas concentraciones forma complejos

como NaCO3-, NaHCO3, NaSO4

-, …

Proviene de rocas ígneas (componente mayoritario), de la meteorización de silicatos,

relacionado con rocas sedimentarias de origen marino y con depósitos evaporíticos, en

rocas detríticas (como constituyente de clastos inalterados o como cemento), aporte de

agua marina en regiones costeras, reciclaje de riegos, contaminación urbana, …

AGUAS VALORES Dulces 1 - 50 ppm

Marinas 10000 ppm


CONSTITUYENTES MINORITARIOS Componentes nitrogenados

La mayor parte del nitrógeno aparece como forma gaseosa en la atmósfera, aunque

existe una fracción importante en suelos y sustancias orgánicas en forma oxidada. Puede

aparecer en forma de NH3, NH4+ (estos dos últimas formas reducidas, son oxidadas con

gran facilidad a N2, NO2 y NO3-; fácilmente retenidos por el terreno por cambio de

bases; suelen aparecer como trazas en aguas subterráneas, y si las cantidades son

significativas, pueden ser indicadores de contaminación reciente), N2, NO2 y NO3- (es la

forma más usual en que aparece en las aguas subterráneas; muy soluble y difícilmente

precipitable; tiende a ser fijado biológicamente en suelos con vegetación). Debido a su

estabilidad, puede encontrarse estratificado en acuíferos libres, con mayores

concentraciones en las capas superiores.

El NH3 proviene de la fijación química del N2 atmosférico, de la putrefacción de

proteínas de origen animal o vegetal por acción bacteriana, o de la reducción de nitritos.

El NO2 proviene de la oxidación del NH3 o NH4+ por acción bacteriana, o de la

reducción del NO3-.

AGUAS VALORES De lluvia 0.3 – 2.5 ppm

Subterráneas 10 – 20 ppm

Cultivos intensivos ≥ 50 ppm

Potasio

El potasio tiene una solubilidad muy alta, es difícilmente precipitable, y muy

abundante en la corteza, pero escaso en el agua al ser fijado por las arcillas.

Procede de rocas ígneas (en feldespatos, biotitas y moscovitas), de procesos de

hidrólisis de silicatos, de depósitos de evaporitas, de actividades agrícolas (uso intensivo

de fertilizantes), o por actividades industriales.


9

AGUAS VALORES De lluvia 0.1 – varias ppm

Subterráneas < 10 ppm

Cultivos intensivos Hasta 16000 ppm

Bromuro

Comportamiento similar al cloruro (menor capacidad: 1 ppm de Br- por 300 ppm de

Cl-). Nocivo en grandes cantidades.

Yoduro Menor proporción que el Cl

- y el Br

-. Asimilado por plantas y animales marinos;

poca cantidad en el agua del mar. La descomposición por combustión de la materia

orgánica, libera I- que pasa al suelo. Aparece en salmueras y yacimientos.

Fluoruro Contribuye a la alcalinidad del agua, pues se hidroliza fácilmente. Baja solubilidad.

Concentraciones entre 0.01 y 10 ppm. Proviene de rocas sedimentarias e ígneas. Con

proporciones superiores a 1 ppm provoca manchas en el esmalte dental, y con

cantidades inferiores, provoca caries y afecta a los huesos.

Boro Fundamental para el crecimiento de las plantas. Nocivo en grandes cantidades.

AGUAS VALORES Aguas naturales 0.01 – 1 ppm

Manantiales termales (volcánicos) 10 – 100 ppm

Salmueras de yacimientos petrolíferos 10 – 100 ppm

Hierro Procede de la descomposición meteórica de la magnetita, pirita, biotita, piroxenos,

anfíboles y granates. La mayor parte del hierro disuelto, está en forma ionizada; en

aguas superficiales puede formar complejos; a pH menor de 3 se da en forma de Fe3+

,

con pH superior de 3 puede formar iones complejos, y con Eh bajo, se da en forma de

Fe2+

.

Manganeso Similar al hierro, aunque en cantidades inferiores. Generalmente, aparece como

Mn2+

, que se oxida fácilmente a MnO2. Normalmente se dan valores inferiores a 0.2

ppm (a veces hasta 1 ppm).

En el manganeso en el agua, desarrolla bacterias y forma manchas de óxido. Es

importante para el desarrollo de las plantas.

Aluminio Es muy abundante pero poco móvil. Es difícil de poner en solución, y queda retenido

fácilmente por las arcillas. Con valores de pH entre 5 y 9, se da menor de 1 ppm; en pH

ácido, se puede dar una concentración de hasta 1000 ppm.

Estroncio Similar al calcio, aunque menos soluble. La concentración natural está limitada por el

efecto del intercambio iónico con las arcillas ricas en calcio. Contribuye a la dureza del

agua.

AGUAS VALORES Dulces 0.01 – 1 ppm


10

Marinas 13 ppm

Salmueras de Cl2Ca 2730 ppm

Litio

Poco abundante en la corteza terrestre (en rocas graníticas). Es soluble, y tiende a

permanecer en disolución. Sus concentraciones normales son 0.001 – 0.5 ppm, llegando

hasta 5 ppm en salmueras.

Selenio Elevada toxicidad. Proviene de arcillas de origen marino y yesos. Se llega a valores

superiores a 1 ppm.

Arsénico, cobre, zinc, plomo, níquel, uranio, …

Las mayores concentraciones de estos iones, se dan en aguas de pH bajo y elevadas

temperaturas. Se pueden alcanzar contenidos nocivos en aguas de galerías de minas y en

aguas residuales de industrias.

El plomo suele ser poco retenido por el terreno, tendiendo a ser cedido en cambio de

bases.

CONSTITUYENTES TRAZA

Aparecen en el agua en cantidades inferiores a 0.01 mg/l. Elementos como Hg, Cd,

Cs, Bi o Ag, presentan valores entre 0.0001 y 0.001 ppm; Elementos como el Ra,

presenta concentraciones menores a 10-10

ppm; Elementos como el Au, el Be o el Pt,

presentan concentraciones inferiores a 10-5

ppm.

GASES DISUELTOS EN EL AGUA

Importantes en Hidrogeología, aunque no suelen analizarse. Forman burbujas que

tienden a entorpecer la circulación de las aguas. La solubilidad de los gases en el agua

es directamente proporcional a la presión, e inversamente proporcional a la temperatura.

Oxígeno

Las aguas que percolan a través del suelo se empobrecen en oxígeno por oxidación

de los minerales, por actividad microbiológica y por diagénesis de la materia orgánica.

Una vez alcanzan la zona saturada, el contenido permanece constante. El oxígeno

disuelto en un medio oxidante representa un papel importante en la solubilización e

insolubilización de iones que cambian de valencia, y en la actividad de

microorganismos; Su ausencia crea un medio anaerobio, que produce malos olores

(fermentación anaerobia). En el terreno, el oxígeno se consume y su renovación es

difícil. Produce corrosión de los metales.

Su concentración oscila entre 0-5 ppm para aguas subterráneas y 10 ppm en

saturación en contacto con el aire.

Dióxido de carbono

Es relativamente soluble en agua. Determina el comportamiento químico del agua

frente a muchos minerales. Acidifica el agua (las aguas con exceso de CO2 son

agresivas, y con déficit, incrustantes).

La presión parcial de CO2 es de 3.3·10-4

– 4.4·10-4

en la atmósfera y 10-3

– 10-1

en el

suelo. La concentración en el agua varía entre 1 – 30 ppm para aguas en contacto con la

atmósfera y 1500 ppm para aguas profundas.

Amoníaco


11

Las aguas que percolan a través de materia orgánica en descomposición, pueden

contener amoníaco disuelto; también es frecuente en aguas termales (con metano y

sulfhídrico) y en zonas pantanosas. Se suele oxidar a NO3-.

Metano

Aparece frecuentemente en aguas termales y en zonas pantanosas. Es el producto de

la descomposición de sustancias orgánicas en ambientes pobres en oxígeno. Puede

acumularse constituyendo un peligro de inflamación y explosión.

Ácido sulfhídrico

Aparece en aguas termales. Es reductor y favorece ciertas bacterias que obstruyen las

tuberías y las rejillas de pozos. Concentraciones superiores a 1 ppm inutilizan el agua

para consumo humano y animal, a causa de su olor.

CUADRO – RESUMEN

CARACTERÍSTICAS EXAMINADAS AGUAS SUPERFICIALES AGUAS SUBTERRÁNEAS

Temperatura Variable según la estación del año Relativamente constante

Turbiedad, materia en suspensión Variable, a veces elevada Bajas o nulas

MineralizaciónVariable en función del terreno,

precipitaciones, vertidos, …

Sensiblemente constante,

generalmente mayor que en las

aguas superficiales

Fe2+

y Mn2+

disueltos

Generalmente ausentes, salvo en

fondos de cauces de agua en estado de

eutrofización

Generalmente presentes

Gas carbónico agresiva Generalmente ausente Normalmente presente en gran

cantidad

Oxígeno disuelto Normalmente próximo a saturaciónAusencia total en la mayoría de los

casos

Amoníaco Presente sólo en aguas contaminadas

Presencia frecuente, sin ser un

índice sistemático de

contaminación

Sulfhídrico Ausente Normalmente presente

Sílic Contenido moderado Contenido normalmente elevado

Nitratos Poco abundantes en generalContenido a veces elevado, riesgo

de metahemoglobina

Elementos vivos Bacterias (algunas patógenas), virus Frecuentes ferrobacterias


12

TEMA 2: TÉCNICAS PARA LA INTERPRETACIÓN DE LOS ANÁLISIS QUÍMICOS

EXPRESIÓN DE LAS CONCENTRACIONES En peso

• Parte por millón (ppm): Gramo por millón de gramos o mg/kg.

• Miligramo por litro (mg/l): Si TSD ≤ 5000, la densidad del agua es

aproximadamente 1, y por tanto 1 ppm = 1 mg/l. Para TSD > 5000, la densidad del

agua es algo mayor.

Expresiones quimicas

• Número de moles: Es el peso de la sustancia entre el peso molecular.

• Número de equivalentes: Es el peso de la sustancia entre el peso equivalente,

siendo éste, el peso molecular entre la valencia.

• Miliequivalentes por litro de disolución (meq/l): Es aproximadamente el número de

equivalentes por millón de gramos. Pm

VPs

l

meq ⋅=1 .

Formas de expresión de las características químicas

El modo más habitual, es como tales iones. Sin embargo, a veces estos iones se

expresan como peso de sustancias que guardan una cierta relación con ellos (Ej.: el ión

cloruro puede darse en peso de ClNa, que contenga una cantidad igual del mismo).

También se pueden expresar en forma de óxidos.

BALANCE DE ANIONES Y CATIONES EN UN ANÁLISIS QUÍMICO. CÁLCULO DEL ERROR

En un análisis químico, la suma de miliequivalentes de aniones debe ser igual a la

suma de miliequivalentes de cationes (ecuación de electroneutralidad o balance de

cargas).

∑ ∑∑ ∑

+

−⋅=

ranrcat

ranrcatError 200(%)

Conductividad (µS/cm) 50 200 500 2000 >2000

Error admisible (%) 30 10 8 4 4

Si el error es grande puede deberse a cantidades anormales de iones minoritarios. Si

es nulo, el análisis puede haber sido arreglado, o el Na+ y K

+ haberse determinado por

diferencia.

CÁLCULOS Y COMPROBACIONES EN UN ANÁLISIS QUÍMICO

Alcalinidad Con frecuencia, falta la expresión de los bicarbonatos, ya que suele darse como

alcalinidad TAC. Se define como alcalinidad, la capacidad de un agua para neutralizar

ácidos; puede ser Alcalinidad TAC (mide la capacidad hasta pH 4.5; viraje del


13

anaranjado de metilo) o Alcalinidad TA (mide la capacidad hasta pH 8.3; viraje de la

fenolftaleína).

Se mide en ppm de CaCO3 (1 meq/l = 50 ppm CaCO3), en grado francés (1 ºF = 10

ppm CaCO3), en grado alemán (1 ºA = 10 ppm CaO = 17.8 ppm CaCO3), o en grado

inglés (1 ºI = 14.3 ppm CaCO3).

Si pH < 8.3, TA = 0; CO3H-

= TAC en meq/l; CO3H- (ppm)

= 1.22 TAC en ppm CaCO3.

Si pH > 8.3, TA mide

carbonatos (CO3) y

bicarbonatos.

Si pH < 4.5, TAC =0.

Dureza

Mide la capacidad de un agua para consumir jabón o producir incrustaciones. Se

mide en ppm de CaCO3, o ºF. Puede ser Dureza Total (Dt: contenido total en Ca2+

y

Mg2+

), Dureza Permanente (Dp: contenido total de Ca2+

y Mg2+

después de ebullición;

precipitan los carbonatos), o Dureza Temporal o Carbonatada (Dc: contenido total de

Ca2+

y Mg2+

asociados a CO3H- y CO3

2-). Si el análisis está bien hecho, debe salir una

cifra similar a la de la Alcalinidad TAC.

Dt = Dp + Dc

Residuo seco

Peso de materiales resultantes de evaporar 1 litro de agua.

∑ ∑∑ −−++= HppmCOcoloidesppmcatppmanppmRs 32

1)()()(

C (µS/cm) = 1.4·Rs (ppm), a 18 ºC C (µS/cm) = 85 – 90 M (meq/l), a 18 ºC

C (µS/cm) = 100 M (meq/l), a 25 ºC

∑== )/(100

º25lmeqanocat

CaCM

diferencias superiors al 30 – 40 %, indican errores en el análisis, o que falta por determinar algún componente importante; así pude conocerse cuál de los dos (aniones

o cationes) está mal determinado

REPRESENTACIÓN GRÁFICA Diagramas hidroquímicos

Resaltan la composición iónica de un agua para permitir compararla con las otras

aguas.

� Diagramas Columnares (Ej.: Collins): En dos columnas adosadas, se disponen los

iones (meq/l) a partir de una base común; en la columna izquierda, se apilan los

cationes (Ca, Mg, Na, …), y en la derecha, los aniones (Cl, NO3, SO4, …). Las

columnas de ambas columnas, han de ser teóricamente iguales. Son adaptables a

mapas hidrogeoquímicos, y sólo permite un análisis por diagrama.


14

� Diagramas triangulares: Ideales para representar tres componentes. Cada vértice

representa el 100 % del componente (meq/l). En cada triángulo pueden

representarse tres aniones, o tres cationes, o una mezcla de ambos. Suele tratarse de

dos diagramas separados para aniones y cationes. Se pueden representar muchos

análisis sin confusión.

- Durov: Se representa el radio proporcional a otras magnitudes, y el valor en

meq/l de parámetros como la conductividad, el residuo seco, …

- Piper-Hill-Langellier: Se trata de un diagrama triangular compuesto,

constituido por dos triángulos equiláteros en los 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


15

agua deducida a partir de aniones y cationes. Es necesario reducir las

concentraciones a %, y sólo se pueden reunir en cada triángulo tres aniones

y/o tres cationes; a cada vértice le corresponde el 100 % de un anión o

catión. En este tipo de diagramas no se representan concentraciones

absolutas.

así, la clasificación del agua según estos diagramas, es:

� Diagramas cuadrados: Similares a los triangulares, pero con representaciones

sobre cuadrados.

� Diagramas circulares: Se traza un círculo de radio proporcional al residuo seco o

al total de meq disueltos. El círculo se divide en sectores proporcionales al % de los

diversos componentes. Si se hace con los iones expresados en meq, la mitad del

círculo es para los aniones, y la otra mitad para los cationes. También es posible


16

hacer diagramas circulares únicamente para cationes o aniones. Estos diagramas

suelen utilizarse en mapas hidrogeoquímicos. Cada diagrama representa un único

análisis del agua.

SO4

MgO

Ca

Na

K

� Diagramas poligonales: Sobre semirrectas convergentes o paralelas, se toman

segmentos proporcionales a cada ión, y unimos los extremos, dando un polígono.

Sobre cada semirrecta se toma un solo ión o bien un catión y un anión

simultáneamente. En cada recta, se colocan valores proporcionales a meq/l o %

meq/l de cada ión. La forma del polígono resultante, da una idea visual del tipo de

agua. Se prestan bien a representaciones en mapas hidrogeoquímicos y a

comparaciones.

- Diagramas de Staff: Se reflejan Ca, Mg, Na y K, como cationes, y HCO3,

SO4, Cl y NO3, como aniones, siempre por este orden. Se trata de tres o

cuatro líneas horizontales cortadas por una vertical que indica la

concentración 0. Se expresan en % de meq/l o usando una escala en meq/l.

Se unen los extremos dando un polígono. Para aguas muy concentradas o

muy diluidas, el diagrama es muy alargado, y es conveniente reducir o

ampliar la escala, indicándolo con una trama diferente del resto de los

diagramas. Son muy usados en mapas hidrogeoquímicos.


17

� Diagramas verticales o de columnas verticales logarítmicas: Se disponen

semirrectas verticales paralelas y equidistantes; a cada semirrecta se le asocia un

anión o un catión, y se representan a partir de un origen (en general, la misma altura

para todas las semirrectas), segmentos proporcionales a la concentración en meq/l,

ppm o %. Los diferentes puntos obtenidos se unen dando lugar a una línea

quebrada. Se pueden representar simultáneamente varios análisis.

- Aritméticos simples: Utilizados generalmente con expresiones en %.

Son algo confusos.

- Aritméticos acumulativos: Utilizados con expresiones en %. Se

representa cada ión en su columna, pero a partir del punto asignado a la

columna anterior. Algo confusos.

- Logarítmicos (Ej.: Scholler-Berkaloff): Las columnas son escalas

logarítmicas, todas del mismo módulo. Se emplean concentraciones

absolutas en meq/l, teniendo todas las columnas las potencias de 10 en la

misma horizontal. Para facilitar la representación, se aísla a la izquierda

una columna con esta graduación, y las otras se expresan en ppm. Se

emplean escalas logarítmicas del mismo módulo, pero colocadas de

manera que el 1 de la escala de meq/l coincida con el peso equivalente

del ión correspondiente.

� Otros diagramas: - Bidimensionales de dispersión: Se utilizan las partes positivas de los ejes

de coordenadas. Tienen interés en estudios de análisis repetidos en un


18

mismo punto, y en estudios de análisis de aguas semejantes de una misma

zona. Sirven para resaltar relaciones iónicas. Se obtienen nubes de puntos a

los que se puede ajustar una recta. Si las variaciones son importantes

(normalmente en aguas superficiales), la nube de puntos es alargada y son

más fáciles de ajustar. Si se tienen análisis de las aguas de un acuífero,

puede representarse en abscisas la conductividad, y en ordenadas el

contenido en cloruros; si los puntos tienden a una recta o curva sencilla, se

tiene un método de obtener el contenido en cloruros a partir de la

conductividad. El método puede dar buenos resultados para aguas de río,

pues las variaciones de concentración a lo largo de un cauce pueden ser

notables; Para aguas subterráneas, en la mayoría de las ocasiones, sólo se

obtiene una nebulosa de puntos concentrados en un área del plano, y ello se

debe a las escasa variaciones temporales y espaciales de las características

de esa agua y no a la inexistencia de relación.

- Diagramas de frecuencias: En el estudio de un gran número de datos

químicos, es útil considerar la frecuencia con que se presentan ciertos

valores o relaciones. Si se obtienen distribuciones en campana bien definida,

posiblemente todos los análisis respondan a aguas de un mismo acuífero; Si

se obtienen dos o más agrupaciones, es que existen otros tantos acuíferos o

zonas; Si no se aprecia ninguna agrupación notable, puede ser que se trate

de muchos acuíferos diferentes o con características muy variadas.

Análisis químicos representados en función de variables no químicas

� Hidrogramas: Muestran la variación de una cierta característica en función del

tiempo. Pueden dibujarse varios parámetros juntos para comparar y correlacionar.

Para aguas de ríos, conviene fijar el caudal, y en los pozos incluir el nivel

piezométrico.

� Curvas de relación de calidad química con otras variables hidrogeológicas: Muy utilizadas en ríos. En ordenadas, se representan las variables químicas

(conductividad, …), y en abscisas las variables no químicas (caudal, nivel


19

piezométrico, …). Pueden estudiarse relaciones entre variables, si se miden al

mismo tiempo. � Perfiles hidrogeoquímicos: Se toman muestras de agua a lo largo de una línea,

como de flujo, y se representan todos los valores de las características químicas en

función de la distancia. Pueden ser horizontales y verticales (más usuales; permiten

estudiar y resaltar la estratificación de las aguas subterráneas). Pueden establecerse

a lo largo de un pozo, en una sección de acuífero mediante datos puntuales, o

mediante curvas de igual contenido en sales o en otra característica química.

MAPAS HIDROGEOQUÍMICOS Se construyen colocando sobre un plazo de la zona a estudiar, cifras

(concentraciones iónicas, residuo seco, conductividad, …), símbolos o figuras

(diagramas de Collins, Staff, …) que representen la composición química del agua en

cada punto de muestreo. Del análisis de estos mapas, suele deducirse la existencia de

uno o varios acuíferos, ciertas condiciones geológicas, zonas de recarga, …

Si se representan puntos de agua de un mismo nivel acuífero y el número de puntos

es suficiente, pueden trazarse isolíneas; suelen ser muy representativas las líneas de

igual conductividad o de igual contenido en cloruros o sulfatos; las isolíneas de

contenido en nitratos, pueden indicar zonas contaminadas.


20

TEMA 3: PROCESOS DE ADQUISICIÓN Y MODIFICACIÓN DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA

INTRODUCCIÓN

El agua es un vehículo de transporte para gran cantidad de sustancias, tanto de

origen natural, como antrópico. Los constituyentes del agua poseen tamaños muy

diferentes, según sea la energía que los transporta; así, los constituyentes de mayor

tamaño sólo pueden ser transportados en el agua en condiciones de alta energía cinética

(episodios de grandes lluvias, en zonas de grandes pendientes, …); en el caso de las

aguas subterráneas, los tamaños transportados son mucho menores.

La composición química del agua (sustancias en estado iónico o parcialmente

ionizadas) no es una característica constante, sino que puede modificarse debido a la

interacción entre diferentes fases y los elementos existentes en ellas.

PROCESOS DE DISOLUCIÓN Y PRECIPITACIÓN

Desde el punto de vista termodinámico, los procesos de disolución y precipitación,

son reversibles.

Procesos de disolución

Combinación de la interacción entre las partículas del disolvente y las partículas

disueltas, con la dispersión producida por efecto de la agitación térmica.

Debe producirse un trabajo para romper las energías reticulares y para producir

huecos dentro del agua, donde se sitúen las moléculas de la sustancia a disolver. La

energía necesaria para que se produzcan estos fenómenos, viene dada por la hidratación.

Cuando un cristal, como el azúcar, se introduce en agua, los dipolos de agua se

ordenan en su superficie; la energía que queda libre en el proceso (energía de

hidratación) hace que sea posible el paso de los distintos iones a la fase acuosa, donde

se enlazan inmediatamente con otras moléculas de agua que los rodean.

Un ejemplo de cristal iónico es la halita, que mantiene una neutralidad eléctrica

general, conservando los iones individuales sus cargas respectivas. Además, las

moléculas de agua circundantes son polares, es decir, el oxígeno de la molécula tiene

una pequeña carga negativa residual, mientras que el hidrógeno tiene una pequeña carga

positiva. Cuando las moléculas de agua entran en contacto con la halita, sus extremos

negativos se aproximan a los iones sodio y sus extremos positivos se agrupan alrededor

de los iones cloro; Esto altera las fuerzas de atracción existentes en el cristal de halita y

libera los iones a la solución acuosa.


21

En la ruptura de enlaces covalentes, las energías de hidratación no son

suficientemente fuertes para producir la disolución, y en la mayor parte de los casos, se

necesita el aporte de la energía liberada por una reacción química. Este es el caso de la

disolución de algunos carbonatos y silicatos, que requieren la presencia de un agente

ácido para que la reacción sea significativa; Ej.: calcita, dolomita, albita, anortita, …

Al disolver sustancias que estén formadas por moléculas y no iones, las interacciones

entre las distintas clases de partículas son menores. Para que se produzca una

hidratación apreciable, las fuerzas de atracción entre las moléculas del disolvente y las

partículas disueltas deben alcanzar cierta intensidad.

En el caso de moléculas apolares, como el hexano, benceno, CCl4, …, las fuerzas

intermoleculares son pequeñas pero, por otra parte, sus interacciones con moléculas

fuertemente polares son tan pequeñas que resultan insuficientes para la formación de

huecos en el disolvente.

Como consecuencia de la agitación térmica, las moléculas tratan de expansionarse

para alcanzar un estado de alta entropía (más desorden). El proceso de disolución es así

la consecuencia de una difusión.

En general, se puede decir que cuanto más parecidas en estructura y propiedades

eléctricas, sean las partículas del soluto y del disolvente, mayor será la solubilidad del

soluto. El agua disuelve bien las sustancias polares y mal las apolares.

Constantes de equilibrio y solubilidad

Según la Ley de Acción de Masas, para la reacción aA + bB ↔ a’A’ + b’B’, la

constante de equilibrio (variable según P y T), es:

[ ] [ ][ ] [ ]ba

ba

BA

BAK

⋅

⋅=

''''

.

La relación expresada por la Ley de Acción de Masas, indica que para cualquier

condición inicial la reacción transcurrirá hasta que reactivos y productos alcancen sus

actividades de equilibrio. Dependiendo de las actividades iniciales, la reacción

transcurrirá hacia la derecha o hacia la izquierda para alcanzar esa condición de

equilibrio. Esta Ley es válida para reacciones reversibles. Cuado una reacción química

reversible se está produciendo con la misma intensidad en ambas direcciones, se dice

que está en equilibrio.

Actividad y molalidad En la Ley de Acción de Masas, las concentraciones de los solutos se expresan como

actividades, definiéndose actividad como la concentración efectiva o termodinámica de

un reactante o de un producto en una reacción. Otra definición habla de la porción de

molalidad que realmente participa en una reacción. La relación entre actividad y

molalidad viene dada por la siguiente expresión:

mfa ⋅=

siendo a la actividad del soluto (sin unidades), m su molalidad, y f el coeficiente de actividad (dimensiones recíprocas a la molalidad; excepto para aguas con alta

salinidad, f es 1 para las especies iónicas) Coeficiente de actividad En un agua poco salina, todos los iones presentes son activos, mientras que en un

agua bastante salina, no todos los iones pueden ser activos (sus cargas eléctricas

impiden que todos ellos sean activos). Normalmente, el coeficiente de actividad varía

entre 1 (100 % de la sustancia es activa) y 0.4 (40% de la sustancia es activa).

Depende de la salinidad del agua (a mayor salinidad, menor proporción del elemento

es activa), de la temperatura de la disolución, y del radio y la carga del ión (los divalente


22

tienen menor actividad que los monovalentes; en los elementos sin carga, como la sílice,

la actividad es igual a la concentración).

Para calcular el coeficiente de los constituyentes orgánicos más comunes, existen

relaciones gráficas del coeficiente de actividad respecto a la fuerza iónica:

Para calcularlo en concentraciones elevadas, se utilizan diversas ecuaciones, como

por ejemplo lo índices de Pitzer para salmueras.

Para calcularlo en soluciones diluidas, se utiliza la relación de Debye-Hückel (para

aguas entre 0 y 60 ºC):

µµµ

⋅+⋅⋅+⋅−

= ii

baB

Azfi

1log

2

siendo A y B constantes que depende de T, ai el diámetro efectivo del ión en disolución (experimental), bi el efecto de la disminución de la concentración del disolvente en

disoluciones concentrada , y µ la fuerza iónica Fuerza iónica El coeficiente de actividad de un determinado soluto es el mismo en todas las

soluciones de la misma fuerza iónica. La fuerza iónica expresa el contenido iónico de

una disolución, o la cantidad de iones disueltos en el agua; viene dado por la siguiente

expresión:

RsCzCz iiii ⋅⋅≈⋅

=⋅

= −∑∑ 5

2

105.220002

'µ

siendo zi la carga del ión, Ci la concentración en meq/l, Ci’ la concentración molal, y Rs el residuo seco

Normalmente, a mayor fuerza iónica, mayor salinidad y mayor solubilidad.

Equilibrio iónico. Producto de solubilidad Cuando un agua entra en contacto con un mineral o sustancia soluble, éste se

disuelve hasta que se alcanza una concentración de equilibrio o bien hasta que se

consume dicha sustancia. Se define solubilidad de un mineral como la masa de ese

mineral que se disolverá en una unidad de volumen de disolvente bajo condiciones

específicas. Así, para la siguiente reacción BC(sol) ↔ B+

(aq) + C-(aq),

[ ] [ ][ ]

[ ] [ ] PSCBBC

CBK aqaq

sol

aqaq

eq =⋅=⋅

= −+−+

; la constante de equilibrio queda reducida pues, a

un producto iónico que se denomina producto de solubilidad (PS=Ks=Kps), y que va a

depender de la presión, la temperatura, la fuerza iónica, … y se determinará en el

laboratorio.

La calcita y la dolomita, por ejmplo, se disuelven de forma congruente (los

productos de la reacción son todos especies disueltas); Sin embargo, hay minerales,


23

como los aluminosilicatados, que se disuelven de forma incongruente (uno o más

productos, son minerales o sólidos amorfos).

El pH condiciona la disolución de muchos minerales, por ejemplo la calcita; en

medio ácido se produce la siguiente reacción:

CaCO3 + H+ ↔ CO3H

- + H

+ + Ca

2+ ↔ CO2 + H2O + Ca

2+

Mientras el medio sea ácido, la reacción se desplazará hacia la derecha, y el

carbonato cálcico se disolverá.

Desequilibrio e índices de saturación

Si aplicamos la expresión de la Ley de Acción de Masas para un agua concreta (no

en equilibrio), se denomina Producto de Actividades Iónicas (PAI) o índice de

desequilibrio (Q). Así, en la reacción aA + bB ↔ cC + dD, [ ] [ ][ ] [ ]ba

dc

eqBA

DCK

⋅

⋅= , para el

equilibrio. En el desequilibrio [ ] [ ][ ] [ ]ba

dc

BA

DCPAI

⋅

⋅= .

Por otro lado, definimos el índice de saturación (IS) como la relación entre PAI y Keq

(IS=PAI/Keq). Así, si PAI y Keq son iguales (log IS = 0), la solución está saturada, en

equilibrio; si PAI > Keq (log IS > 0), la solución está sobresaturada y se producirá

precipitación; si PAI < Keq (log IS < 0), la solución está subsaturada y se producirá

disolución. Existen formas cristalinas con dificultades para precipitar, como la dolomita,

de manera que la solución acuosa puede alcanzar índices de sobresaturación altos. En

los casos en los que no hay impedimentos de tipo energético, la precipitación de

cristales se produce en condiciones de sobresaturación moderada. Para que se forme un

cristal a partir de una disolución es necesaria la presencia de gérmenes cristalinos

(agregados ordenados de partículas) o núcleos cristalinos (partículas diminutas de

sustancias extrañas, como partículas de polvo); en general, estos gérmenes se consiguen

en condiciones de sobresaturación o cuando desciende algo la temperatura.

Efecto de la fuerza iónica

La solubilidad de un mineral se incrementa al aumentar la salinidad del agua, lo que

se conoce como efecto de la fuerza iónica, ya que el aumento de la solubilidad, se

produce al disminuir los coeficientes de actividad, como resultado de un aumento global

de la fuerza iónica. A mayor solubilidad, mayor fuerza iónica, menor coeficiente de

actividad y mayor solubilidad; esto no se cumple, si existe un ión común.

Veamos el yeso, por ejemplo, en la cual, la solubilidad aumenta más del triple como

resultado del efecto de la fuerza iónica:


24

Efecto del ión común

Si a una solución saturada en calcita, se le añade un elecrolito que no contenga ni

Ca2+

ni CO32-

, la solubilidad aumentará por efecto del incremento de la fuerza iónica.

Sin embargo, si este electrolito contiene alguno de estos iones comunes, la calcita puede

empezar a precipitar, ya que el producto de solubilidad se debe ajustar para alcanzar de

nuevo un valor igual a la constante de equilibrio. Este proceso se define como el efecto

del ión común: si sobre una solución saturada de una sal insoluble se agrega otra

disolución con un ión común, aparece un precipitado.

El sistema carbonatado

El 99% del carbono total lo encontramos en minerales carbonatados, principalmente

calcita y dolomita; en casi todos los terrenos sedimentarios y en muchas áreas

metamórficas e ígneas, las aguas naturales se ponen en contacto con este tipo de

minerales. Cuanto mayor sea la presión parcial de CO2, más cantidad de H2CO3 habrá, y

la disolución de la calcita será mayor para alcanzar el equilibrio; se da un sistema

cerrado, si el H2CO3- no puede reponerse a partir de un almacén gaseoso (aguas

subterráneas), y se da un sistema abierto si el CO2 disuelto es constante (atmósfera y

suelo).

El agua de lluvia disuelve pequeñas cantidades de CO2 de la atmósfera, y si se

infiltra en un suelo con cierto desarrollo vegetal, disuelve mucho más CO2 de los poros

del suelo: allí, la cantidad de CO2 es unas mil veces superior a la de la atmósfera.

Inmediatamente se produce la reacción CO2 (gas) + H2O ↔ H2CO3 (Kps=10-1.47

); en

realidad se producen estos dos equilibrios CO2 (gas) ↔ CO2 (disuelto) y CO2 (disuelto) + H2O

↔ H2CO3; Pero el H2CO3 es muy estable, y la mayor parte se disocia de acuerdo con la

reacción H2CO3 ↔ CO3H- + H

+ (Kps=10

-6.4); Y, finalmente, una pequeña parte del

CO3H- también se disocia generando carbonato y más acidez: CO3H

- ↔ CO3

2- + H

+

(Kps=10-10.3

).

Energía libre

A 25 ºC se cumple la siguiente relación entre la constante de equilibrio y la energía

libre de Gibbs:

∆∆⋅−

∆∆⋅−=

molkJenresadaestáGsiG

molkcalenresadaestáGsiGK

rr

rr

/exp175.0

/exp733.0log

00

00

; (1cal =

4.184 J). Bajo condiciones estándar, la energía libre de Gibbs estándar de una reacción,

es la diferencia entre la suma de la energía libre de los productos y la suma de la energía

libre de los reactivos: ∑∑ ∆−∆=∆ reactivosGproductosGG ffr000 . Por convención,

consideramos ∑ =∆ 00

fG en los elementos químicos puros y en el H+.

La energía libre está relacionada con la constante de equilibrio, mediante la siguiente

fórmula:

∑ ⋅⋅−=∆ spf KTRG ln0

siendo R la constante de los gases (0.00199 kcal/mol)

364.1log

0

rsp

GK

∆−=

PROCESOS REDOX

Cualquier proceso de cesión de electrones, se denomina oxidación, y de aceptación

de electrones, reducción. Se excluyen los gases nobles, que responden a una

configuración electrónica perfecta. Para que un elemento pueda oxidarse (A ↔ A+ + e

-),

se necesita otro elemento que se reduzca (B + e- ↔ B

-).


25

Los elementos que presentan gran facilidad para ceder electrones y oxidarse, se

llaman reductores, y su patrón es el Hidrógeno; Los elementos que tienden a ganar

electrones y reducirse, se denominan oxidantes, y su prototipo es el Oxígeno.

Los procesos simples de transferencia de electrones son muy raros en la naturaleza, y

en general, se presentan acoplados a reacciones complejas o procesos de tipo ácido-

base. En ocasiones es difícil reconocer qué especies se están oxidando y cuáles

reduciendo; por eso, se introduce el concepto de índice de oxidación, que coincide con

la carga de un ión; para deducir este índice se tiene en cuenta que el índice de oxidación

de un elemento libre es 0, el de un elemento en forma iónica es igual a la carga de dicho

ión, el del oxígeno en compuestos oxigenados es -2 (excepto en O2 y O3, que es 1; en el

F2O, que es +2; y en los peróxidos de H2O2, donde es -1), el del hidrógeno es +1

(excepto en H2 y en compuestos donde se combine con un elemento menos

electronegativo), y por último, tener en cuenta que la suma de los índices de oxidación

es 0 para las moléculas.

El conjunto de un elemento oxidante y otro reductor, se conoce como un sistema

redox; entre ambos existe una transferencia de electrones que genera una corriente

eléctrica, marcada por una diferencia de potencial entre ambos. Durante el proceso de

oxidación, el índice de oxidación debe crecer, y en el proceso de reducción, debe

decrecer. Las reacciones redox son unas veces productoras de hidrogeniones (acidifican

el agua), y otras veces consumidoras (disminuyen la acidez del agua).

El papel de la materia orgánica

Los ríos y lagos no contaminados suelen tener condiciones oxidantes, debido a la

mezcla con el oxígeno de la atmósfera. En los sistemas de aguas subterráneas naturales,

existe una tendencia marcada hacia condiciones reductoras, debido a su aislamiento de

la atmósfera, que hace que el oxígeno que se consume en las reacciones redox no pueda

ser repuesto.

La solubilidad del oxígeno en agua, es baja (9 mg/l a 25 ºC y 11 mg/l a 5 ºC), por lo

que la reacción con una pequeña cantidad de materia orgánica puede consumir

totalmente el oxígeno disuelto si no se repone de forma simultánea. En la mayor parte

de los procesos inorgánicos que consumen oxígeno disuelto en agua (oxidación del ión

sulfuro, oxidación del hierro, …), se producen iones H+ que si no se consumen

inmediatamente con el ataque a minerales, puede causar una importante acidificación

del agua.

Incluso, cuando todo el oxígeno disuelto en agua se consume, puede continuar

oxidándose la materia orgánica, ya que algunos procesos utilizan como agentes

oxidantes otros compuestos inorgánicos como nitratos, óxidos de manganeso, hidróxido

férrico, sulfatos, … Cuando estos agentes oxidantes también se van agotando en el

medio, las condiciones son cada vez más reductoras y puede llegarse a degradaciones

anaerobias, como la fermentación de la materia orgánica para producir metano. Para que

estas evoluciones redox se produzcan, debe continuar existiendo materia orgánica

disponible para la reacción, las bacterias que catalizan la reacción deben tener nutrientes

suficientes para persistir, y las variaciones de temperatura no deben ser tan intensas que

se interrumpa el proceso bioquímico

Factores microbiológicos

Los procesos redox son extremadamente lentos, y necesitan la presencia de

catalizadores (normalmente microorganismos). En ambientes acuosos, existen diversos

tipos de microorganismos capaces de catalizar estas reacciones (algas, hongos,

levaduras, protozoos, …), pero son las bacterias, las que actúan principalmente. El

rango de tamaño de las bacterias varía entre 0.5 y 3 µm, por lo que pueden estar

presentes en la mayoría de los sistemas hidrogeológicos. La capacidad catalítica de los


26

microorganismos se debe a la actividad de las enzimas, es decir, de las proteínas que

pueden aumentar la velocidad de los procesos redox al disminuir la energía de

activación que requieres, mediante la formación de estructuras moleculares intermedias

que favorecen la transferencia electrónica global. Los microorganismos actúan así para

conseguir energía con la que producir nuevas células o mantener las existentes,

almacenándola en una sustancia llamada ATP. Para que una bacteria pueda utilizar la

energía de una reacción redox, debe haber un cambio de energía libre mínimo de 60

KJ/mol entre los reactivos y los productos.

Los microorganismos pueden ser aerobios (actúan sólo en presencia de oxígeno),

anaerobios (requieren ausencia de oxígeno) o facultativos (pueden actuar en presencia o

en ausencia de oxígeno).

Las bacterias resisten presiones de fluidos de varios cientos de vares, valores de pH

de 1 a 10, temperaturas desde 0 a 75 ºC, salinidades muy superiores a las del agua del

mar, pueden migrar por medios geológicos porosos y en condiciones desfavorables

pueden evolucionar hacia formas resistentes, que pueden activarse en un momento

posterior, … Pero a pesar de todo esto, en muchos ambientes acuáticos, especialmente

en aguas subterráneas, las reacciones de oxidación de la materia orgánica no se

producen de forma significativa. En la mayoría de estos casos, el factor limitante es la

ausencia de uno o más nutrientes esenciales para el crecimiento bacteriano.

Equilibrio redox

El parámetro que mide la tendencia oxidante o reductora de una solución, es el pE

(pE = -log[e-]). Por convenio, se establece que el cambio de energía libre en la reacción

del H+ a H2(g) sea 0.

Para una semirreacción dada: Especies oxidadas + e- → Especies reducidas, la

relación entre la concentración de electrones y K, es la siguiente:

[ ][ ] [ ]

[ ] [ ][ ]

n

a

a

na

a

Koxidadasespecies

reducidasespeciese

eoxidadasespecies

reducidasespeciesK

1

⋅=⇒

⋅= −

−

Si la reacción redox total está en equilibrio, habrá un único valor de pE para las dos

semirreacciones, aunque lo habitual es encontrarse situaciones de no equilibrio, ya que

muchas reacciones transcurren a velocidades muy pequeñas, muchas son irreversibles,

es posible encontrar varios niveles redox en el mismo ambiente, y puede que las

bacterias que catalizan la reacción se encuentren en microambientes que no sean

representativos del ambiente global.

Para los sistemas redox, el potencial de oxidación de una solución acuosa, se llama

Eh. Una transferencia de electrones es una corriente eléctrica, y por tanto tiene un

potencial eléctrico: EhTR

FnpE ⋅

⋅⋅⋅

=3.2

, siendo F la constante de Faraday (9.65 · 104

C/mol), R la constante de los gases (8.32 J/K·mol), T la temperatura absoluta y n el

número de electrones involucrado en la semirreacción.

El carácter oxidante o reductor de un sistema variará con la relación entre las

concentraciones de la forma oxidada y de la reducida, pues un oxidante cuando se haya

reducido totalmente perderá su capacidad, mientras que ésta será máxima cuando todo

él se encuentre en forma oxidada. Eh0 es una condición de referencia que se define

como el potencial que presenta el electrodo cuando las concentraciones de su forma

oxidada y reducida son iguales; se mide en voltios, y se relaciona directamente con la

constante de equilibrio: KFn

TREh ln0 ⋅

⋅⋅

= . Valores altos de Eh son generalmente, el

resultado directo de la disolución de oxígeno en el agua; Para sistemas de aguas


27

subterráneas profundas, el Eh es normalmente lo suficientemente bajo como que para un

pH de menos de 8 el hierro esté presente en forma de ión soluble Fe2+

. Cerca de una

zona de recarga, el agua subterránea puede tener el suficiente oxígeno disuelto como

para elevar el Eh. Según viaja el agua a través del acuífero, el oxígeno es reducido

químicamente por contacto con especies reductoras, y el Eh disminuye; el oxígeno

puede reaccionar con una pequeña cantidad de ión ferroso para formar hidróxido

férrico, que puede ser coloidal, y moverse a través del acuífero con el agua subterránea.

Las aguas superficiales son oxidantes generalmente, aunque pueden darse valores

bajos de Eh en las profundidades anaerobias de algunos lagos. El pH de las aguas

superficiales se encuentra típicamente en un rango de 4 a 9. Si se conoce el Eh y el pH

de una solución acuosa, la estabilidad de los minerales en contacto con esa agua, puede

ser determinada. Esta relación de estabilidad se representa en diagramas Eh-pH, donde

el agua, por sí misma, es estable sólo en ciertas partes del campo Eh-pH.

Diagramas pH-Eh

En los sistemas acuosos existen una interdependencia entre los valores de pE (medio

oxidante o reductor) y pH (medio ácido o básico), que condicionan la aparición,

desaparición o estabilidad de muchas especies minerales; de ahí que puedan

representarse gráficamente las relaciones entre ambos parámetros.

Uno de los primeros pasos para considerar las relaciones pE-pH entre soluciones

acuosas y minerales, es determinar las condiciones en las que es estable la molécula de

agua: el agua en la Naturaleza, en ambientes

cercanos a la superficie, se sitúa entre

valores de 4 y 9 de pH, aunque pueden

aparecer valores más ácidos o más básicos.

Para valores de Eh a 1.22 – 0.059 pH, el

aguan no puede existir porque toda ella se

ha oxidado y sólo existe oxígeno; cuanto

mayor sea el valor del pH, menor será el

valor de Eh necesario para que el agua se

oxide, de modeo que para un mismo valor

de Eh, el medio será tanto más oxidante

cuanto mayor sea el pH. Cuando el valor es

inferior a -0.059 pH, el agua no existe por la

imposibilidad de encontrar hidrógeno

oxidado, pues todo él estará reducido a su

forma elemental; cuanto más bajo sea el pH

más reductor será el medio, pues con

mayores valores de Eh se consigue el

mismo efecto reductor.

El diagrama Eh-pH depende de todas las especies iónicas presentes; para los iones

simples y los hidróxidos de hierro los campos dependen de la molalidad del hierro en la

solución.

CONSECUENCIAS DE LOS FENÓMENOS REDOX

Solubilización del hierro y el manganeso

En la mayoría de los silicatos, el hierro está presente como Fe2+

, pero en presencia de

la atmósfera actual, rica en oxígeno, el Fe3+

es el estado de oxidación preferente; Por

tanto, la oxidación es especialmente importante en la meteorización de minerales que


28

tienen altos contenidos en ferromagnesianos, tales como olivino, piroxeno y anfíbol. La

oxidación de silicatos va acompañada comúnmente por hidrólisis y solución parcial.

Oxidación de sulfuros

En ambientes húmedos, la descomposición de sulfuros como la pirita, produce ácido

sulfúrico i oxi-hidróxido de hierro, además de disminuir el pH. En regiones mineras,

esta descomposición produce graves riesgos medioambientales, pues el agua de lluvia

se infiltra en la spilas marginales (material de desecho); este ácido de mina acaba por

abrirse camino hacia los ríos, matando los organismos acuáticos y degradando el hábitat

acuático.

El ión S2-

y los sulfuros del terreno, puede oxidarse a ión SO42-

, aumentando

considerablemente la concentración del mismo.

Reducción de sulfatos

Se produce en ambiente reductor con abundante materia orgánica; Paso del ión SO42-

a un estado inferior de oxidación, en general a S2-

, S o S2O3. El sulfuro se volatiliza en

forma de sulfuro de hidrógeno, salvo que exista en el suelo suficiente hierro ferroso para

fijarlo en forma de pirita. Se relaiza a través de ciertas bacterias del género

desulfovibrio.

Procesos redox sobre el ión nitrato

El ión NO3- puede ser reducido a NO2, N2 o NH4

+, y el ión NH4

+ puede ser oxidado a

NO2 o NO3. Cuando sucede la reducción máxima, los compuestos formados, que son

gaseoso, pasan a la atmósfera, lo que hace el proceso irreversible con una considerable

pérdida de nitrógeno.

Procesos redox sobre el ión uranilo

El ión UO22+

en medios reductores puede pasar a ión U4+

, que es menos soluble y

queda retenido en el terreno.

Presencia de As de origen natural en las aguas

1) Como consecuencia de la meteorización de sulfuros minerales, algunos

elementos como el As, S, Se y Mo, pueden ser oxidados a complejos aniónicos

fácilmente solubles y, por tanto, especialmente móviles en aguas subterráneas.

2) El pH de un medio caracterizado por la oxidación de sulfuros minerales

disminuye debido a la producción de ácidos; con estas condiciones ácidas,

algunos minerales de la arcilla muestran gran afinidad por el As; al aumentar el

pH, el As es fuertemente desorbido y pasa a formar parte de la fase acuosa.

También se produce fenómenos de adsorción-desorción en oxihidróxidos de

hierro y/o aluminio.

3) Otros procesos que controlan la concentración y movilidad del As en aguas

subterráneas son: reacciones de hidrólisis de silicatos, procesos de intercambio

iónico, deserción del As, procesos microbiológicos, …

FENÓMENOS DE SUPERFICIE: ADSORCIÓN Y CAMBIO IÓNICO

Durante el movimiento de las soluciones acuosas a través de la roca y el suelo, los

solutos iónicos se aproximan y/o se ponen en contacto con superficies minerales.

Cuando el proceso incluye transferencia de masas desde la solución al sólido, se

denomina sorción. La sorción puede ser adsorción (el ión o molécula se adhiere a la

superficie del mineral; no se forma una nueva red cristalina), absorción (el ión o

molécula es incoroporado a la estructura del mineral; no se forma una nueva red

cristalina), o cambio iónico (un ión en solución se adhiere a una superficie


29

intercambiando un ión de carga similar que había ocupando su lugar en dicha superficie;

suelen darse casi exclusivamente en partículas coloidales, ya que poseen una carga

eléctrica importante en relación con su superficie; estas cargas son consecuencia de la

existencia de imperfecciones o sustituciones dentro del cristal).

Teoría de la doble capa

Existen dos teorías principales que analizan cómo se producen las reacciones en

superficie: La vieja teoría química considera los coloides como agregados de estructura

química definida, que poseen una carga en superficie como consecuencia de la

ionización de las partículas superficiales; La nueva teoría física se basa en el concepto

de la doble capa eléctrica y en el predominio de factores físicos gobernando los

procesos que se producen en superficie.

La Teoría de la Doble Capa consiste en una capa interna fija (de Stern) de iones más

o menos retenidos por la superficie de un sólido, y una capa exterior más difusa (de

Gouy), en la que los iones se mueven libremente. Los iones de la capa fija pueden

quedar retenidos por fuerzas electrostáticas puras o por la formación de complejos con

grupos de la superficie del sólido; La estabilidad de la suspensión coloidal, depende del

espesor de la capa exterior, que a su vez, depende del potencial externo de la capa fija y

de la fuerza iónida de la solución.

Cuando dos partículas se aproximan sus capas externas se repelen; esto las mantiene

separadas en una suspensión estable; cuando la fuerza iónica aumenta, la capa externa

se comprime mucho, por lo que las partículas pueden acercarse más; la repulsión

electrostática que tiende a mantener las partículas separadas, no es suficiente para

contrarrestar las fuerzas de Van der Waals, que tienden a atraer las partículas entre sí y

la suspensión se desestabiliza, apareciendo flóculos. Esta es la razón por la que los

coloides forman suspensiones estables en agua dulce, pero floculan en soluciones más

salinas como el agua del mar.

Cambio iónico

Ciertas sustancias sólidas naturales se caracterizan por estar electrónicamente

desequilibradas, y logran la neutralidad rodeándose de cationes si las cargas libres son

negativas (sustancias catiónicas) o de aniones, si las cargas son positivas (sustancias

aniónicas). Los iones retenidos lo están muy débilmente (iones lábiles), y al entrar en

contacto con una disolución acuosa pueden ser reemplazados, valencia a valencia, por

otros iones del mismo signo. Se trata de un proceso de adsorción, existiendo un

equilibrio dinámico entre los iones adsorbidos y los del agua.

Con ciertas condiciones, los iones atraídos hacia una superficie sólida, pueden ser

cambiados por otros iones en solución acuosa, lo que es conocido como cambio o

intercambio iónico. Puede darse intercambio de cationes y de aniones, pero en algunos

suelos naturales, el proceso dominante es el cambio catiónico.

Los procesos de intercambio iónico, se dan fundamentalmente en arcillas y suelos

orgánicos, aunque todos los suelos y sedimentos tienen alguna capacidad de

intercambio iónico.

Las arcillas son cambiadores catiónicos, la alúmina es un cambiador aniónico, y los

materiales orgánicos, pueden ser cambiadores catiónicos o aniónicos.

Cuanta más superficie tenga el material, y más desequilibrado se encuentre, más

iones se fijarán; en las arcillas, además de en su superficie, los iones pueden fijarse en

las láminas.

Pero no todos los iones son retenidos con la misma fuerza: Ba2+

, Sr2+

, Ca2+

, H+, Cs

+,

Rb+, NH4

+, K

+, Na

+, Li

+, es una ordenación de mayor a menor poder de fijación.

Las reacciones de cambio iónico de diferentes suelos, deben ser estudiadas

individualmente en el laboratorio. Se denomina capacidad de intercambio iónico de un


30

cierto material, a los miliequivalentes que puede cambiar con el medio por cada 100

gramos del mismo (meq/100g).

Los iones divalentes están enlazados más fuertemente, y tienden a reemplazar a los

iones monovalentes. Este es el concepto que se halla detrás de los procesos de

ablandamiento del agua para usos urbanos; los iones divalentes Ca2+

y Mg2+

disueltos

en el agua, reemplazan a los iones monovalentes de Na+ fijados al terreno.

Una reacción de cambio iónico bien estudiada es el reemplazamiento en el suelo de

calcio por sodio; si el agua empleada para riego, tiene una alta concentración en sodio y

baja en calcio, se produce una sustitución de Ca2+ y Mg2+ del suelo por el Na+ disuelto

en el agua, lo que da lugar a la salinización del suelo, pudiendo llegar a destruir su

estructura (cambio en la permeabilidad), debido a la dispersión de las partículas de

arcilla. Un método simple de evaluar el peligro de aguas con alta concentración de

sodio, es la relación de adsorción de sodio o SAR (sodium adsortion ratio):

[ ][ ] [ ]

2

22 ++

+

+=

MgCa

NaSAR

Un Sar bajo (2-10) indica escaso peligro de alcalinización debido al sodio; valores

entre 7 y 18 indican riesgos medios, entre 11 y 26 alto riesgo, y superior a 26, riesgo

muy alto. Cuanto más baja sea la fuerza iónica de una disolución, mayor será el riesgo

para un SAR dado.

Cuando los iones intercambiados están en equilibrio, la concentración de productos o

reactantes en equilibrio es descrita por el coeficiente de selectividad de cambio iónico:

[ ] [ ][ ] [ ]ba

ab

BA

ABKs

⋅

⋅=

La capacidad de cambio catiónico (CEC)es definida como [ ] [ ]BA + , y la

concentración total de soluto (C0), es [ ] [ ]BA + . Cuando la concentración de uno de los

iones intercambiados es muy baja, la fase adsorbida del otro ión (cominante) es

aproximadamente igual a la capacidad de cambio catiónico, y la concentración de soluto

total es casi enteramente la del ión dominante. La ecuación anterior, puede ser reescrita

en los siguientes términos, si A es la especie dominante:

[ ][ ]ab

ba

BCEC

CBKs

⋅

⋅= 0 .

El coeficiente de distribución de cambio iónico, Kd, es la relación de la

concentración de las especies adsorbidas frente a la concentración de soluto:

[ ][ ]B

BKd =

Retardo de cationes contaminantes en aguas subterráneas

Cuando un catión se introduce en el medio subsuperficial, su migración está muy

influida por los procesos de cambio iónico. La velocidad de avance del frente de A± es:

Kd

VV

A⋅+

=±

ϕρ1

siendo V la velocidad del agua, ρ la densidad global del sedimento, ϕ la porosidad del

sedimento, y Kd el coeficiente de distribución; el denominador de la expresión, indicaría

el factor de retardo


31

Esta expresión sólo es válida si el coeficiente de actividad de A± adsorbido no varía

con la cantidad de A± adsorbido en todo el rango de concentración considerado. Las

expresiones que muestran la relación entre la actividad global de la especie en

disolución y la cantidad adsorbida en el sólido, se denominan isotermas; son

expresiones determinadas en experimentos de laboratorio, que normalmente se llevan a

cabo a temperatura constante.

En general, y de modo cualitativo, el material disuelto que rebaja la tensión

interfacial de una disolución, tiende a acumularse en la interfase sólido-agua, debido al

menor trabajo que se necesita para incrementar el área de interfase; así, los electrolitos

simples en agua aumentan la tensión interfacial, mientras que se reduce en el caso de no

electrolitos, en especial sustancias polar-no polar, que actúan contra las fuerzas

adhesivas de las moléculas de agua, como en el caso de sustancias orgánicas.

Hay que señalar que en condiciones de baja fuerza iónica, en las que las

suspensiones coloidales son estables, puede darse el caso de partículas que contengan

iones metálicos adsorbidos que se desplacen a gran velocidad por el medio subterráneo;

Al ser las cargas de la partícula y las del medio sólido del mismo signo, sufren

repulsiones que hacen que el coloide en suspensión se sitúe en una posición central

dentro del tubo que representaría el medio poroso, zona de máxima velocidad del agua;

Microscópicamente, el efecto es que la partícula migra más deprisa que el agua (la

velocidad media es inferior), en claro contraste con el proceso de retención descrito.

TEMA 4: EVOLUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL DE LA COMPOSICIÓN

INTRODUCCIÓN

El acusado carácter disolvente del agua, se traduce en la incorporación a ella de gran

variedad de sustancias que le confieren características diferentes a las que posee el

compuesto químico puro.

ORIGEN DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA DEL AGUA SUBTERRÁNEA

El origen de la composición química de las aguas subterráneas puede atribuirse a

varios factores:

• Factor edáfico-climático: Está regulado por la salinidad del agua de lluvia y los

procesos de evapotranspiración en la zona no saturada; también influyen la

agricultura y el regadío. El agua de lluvia es la fuente primaria de recarga de los

acuíferos y, por tanto, el origen esencial de las aguas subterráneas; Las sales que

contiene, proceden en parte del mar, y son aportadas por gotitas de agua marina, en

forma de aerosol, levantadas y arrastradas por el viento; otra parte, es de origen

continental y la contribución es proporcionalmente importante en el interior de los

continentes y cerca de áreas industriales; El contenido en cloruros depende de la

dirección del viento, de la distancia al mar, de la intensidad y duración de la

precipitación, y también algo de la época del año y de las condiciones climáticas;


32

también influye la topografía. En la composición del agua de lluvia domina el Cl-,

Na+, K

+ y SO4

2-, y más localmente pasa a dominar el Ca

2+; el TSD suele estar en

torno a 5 mg/l. El agua de lluvia también disuelve gases atmosféricos, alcanzándose

una concentración tanto menor cuanto mayor sea la temperatura. En ambientes

polucionados, el agua puede adquirir otros gases como el SH2 y SO3; El CO2

disuelto y los posibles H2SO4, H2S y HNO3, producen acidez y hacen al agua

agresiva. El agua, con un cierto carácter ácido, es capaz de atacar a los materiales

del suelo, tomando de ellos productos solubles y dejando un residuo insoluble más o

menos importante, que se acumula en el horizonte B del suelo. Simultáneamente, la

materia orgánica existente consume parcial o totalmente el oxígeno disuelto,

pudiéndose llegar a producir, en ocasiones, un medio reductor que permite la

solubilización del hierro. Si la pluviosidad es mayor que la evapotranspiración,

existe un lavado continuo del suelo y todas las sales que se aportan, pasan a los

acuíferos subyacentes; si es menor, el agua de lluvia no alcanza los acuíferos

subyacentes, y las sales aportadas por ella misma o tomadas de la parte superior del

terreno, se acumulan en el mismo pudiendo llegar a formar costras potentes. En

realidad, después de lluvias intensas, parte del agua infiltrada puede llegar a eludir

la evapotranspiración y alcanza el acuífero, pero con una concentración de sales

muy elevada, ya que recoge las solubles aportadas por lluvias anteriores. Así,

pueden justificarse también variaciones en la salinidad del agua de recarga de un

año a otro, según sea la pluviometría anual; estas variaciones son más acusadas en

clima semidesértico y desértico. Si entre el horizonte de acumulación y el nivel

freático existen varios metros y el material es de permeabilidad moderada, el agua

puede tardar algunos meses en alcanzar elnivel saturado y existe un efecto regulador

que amortigua las variaciones estacionales de concentración e incluso, a veces, las

anuales; si el nivel freático está muy alto, no hay tiempo para que se produzca este

efecto regulador. Si está tan alto que el agua del terreno saturado puede ser

directamente evapotranspirada, existe una acumulación de sales directamente en el

acuífero. La acumulación de sales en las plantas produce también un efecto

regulador. En medios figurados, sin cobertura de suelo, el agua de lluvia penetra

con facilidad hasta grandes profundidades evitando en gran manera la evaporación

posterior. En campos de lava recientes, a pesar de la elevada permeabilidad

superficial, la evaporación puede afectar a unos pocos metros de espesor debido a la

facilidad de circulación del aire. El agua utilizada para el riego, tiene diferentes

orígenes y, en general, es diferente y más salina que el agua de lluvia local. El agua

que alcanza el nivel freático es el resultado de una concentración de agua de riego

más las sales que se añaden por los procesos en el suelo y por los abonos. La

salinidad del agua depende pues de la salinidad del agua aplicada y también del

método de riego, de la dotación y del clima. La creación de un manto vegetal en un

suelo que lo tenía poco desarrollado puede aumentar la presión parcial de CO2 en el

terreno, con el consiguiente aumento de la agresividad del agua. El aporte de

abonos orgánicos puede favorecer notablemente este fenómeno. La vegetación

retiene parte de las sales del agua, lo cual elimina una parte, poco importante, de

sales. En cambio, los abonos son una fuente importante de sales solubles (cloruros);

También aumenta el contenido de nitratos y de pesticidas y herbicidas; Si el agua

infiltrada es drenada por el río, este se va cargando de sales, de modo que el riego

aguas abajo se hace cada vez con aguas de peor calidad, si la toma se hace del río.

Si la zona de regadío utiliza el agua del acuífero, se tiene el siguiente ciclo:

extracción-evaporación-concentración-infiltración-extracción y el agua se va

concentrando en sales, con la única dilución de los aportes de lluvia.


33

• Factor litológico: Elementos desencadenantes o inhibidores del proceso de

incorporación de sales solubles al agua, son el tipo de roca, la pureza, la textura, la

porosidad, el grado de figuración y la estructura geológica general. Otros factores

que también influyen de forma decisiva, son la presión, la temperatura, efectos de

membrana, secuencia en que el agua atraviesa distintos materiales, tiempo de

permanencia en el acuífero, y la transmisividad del mismo.

• Movimiento del agua subterránea y su composición química: El recorrido en el

sistema de flujo es el tercer factor determinante de la mineralización de las aguas.

Los tiempos de contacto con los materiales del acuífero son muy variados, tanto

mayores cuanto mayor sea la profundidad y menor la permeabilidad y por eso las

aguas profundas suelen ser más salinas que las más próximas a la superficie dado

que las oportunidades para disolver sales suelen ser mayores.

SECUENCIA IÓNICA Y SECUENCIA ELECTROQUÍMICA

En idénticas condiciones de tipo de minerales, permeabilidad, … un agua de

circulación regional presenta mayor mineralización que una circulación local. Un agua

de circulación regional va aumentando su mineralización hasta irse saturando en los

diferentes iones. Generalmente se admite que las aguas de circulación regional tienden a

evolucionar hacia la composición del agua del mar, de modo que se produce la siguiente

secuencia iónica: HCO3

-

→ HCO3

-

+ SO4

=

→ SO4

=

→ SO4

=

+ Cl-

→ Cl-

, denominada

secuencia de Tchebotarev. En cuanto a los cationes, la secuencia sería calcio, magnesio,

sodio. La secuencia de Tchebotarev es muy simplista, y puede verse afectada por

fenómenos sucesivos de precipitación-disolución de diferentes sales por cambios en las

condiciones físico-químicas o al aumentar la salinidad, efectos de intercambio iónico,

disminución del potencial redox, reducción de sulfatos, cambio de bases, …

Existe una secuencia electroquímica a lo largo de un sistema de flujo por la cual

tiene lugar un incremento del pH y un descenso del Eh.

DISTRIBUCIÓN ESPACIO-TEMPORAL. ÍNDICES HIDROQUÍMICOS

En general, los acuíferos se caracterizan por tener una composición casi constante

del agua en un determinado punto; Esto es consecuencia de la existencia de un estado

quasiestacional de la evolución química, de la lentitud del movimiento del agua y de la

mezcla producida por dispersión y difusión en un gran volumen de agua. Se pueden dar

excepciones en acuíferos kársticos con muy rápida circulación, en zonas de intrusión

marina, …

Los índices hidrogeoquímicos más utilizados son: rMg2+

/rCa2+

, rK+/rNa

+, rCl

-

/rHCO3-, rSO4/rCl

-, índice de desequilibrio entre cloruros y alcalinos o índice de bases,

relaciones entre sodio y calcio y entre sodio y calcio + magnesio, …

CARACTERÍSTICAS HIDROGEOQUÍMICAS DE LOS DISTINTOS TIPOS DE ROCAS

Las aguas relacionadas con los granitos son en general, poco salinas, domina el

anión carbónico, y cationes como el calcio o el sodio; existen grandes cantidades de

sílice. Aunque se pueden solubilizar cantidades importantes de potasio y hierro, el

primero es retenido por las arcillas, y el segundo es precipitado en forma de hidróxido

férrico, por lo que sus concentraciones finales serán pequeñas. Las concentraciones de


34

sulfato y cloro, son bajas. En los granitos normales dominan los alcalinos (Li, Na, K,

Rb, …), y esa tendencia se mantiene en el agua. En los granitos más básicos la

abundancia es menor. En climas templados y húmedos, no es frecuente que el residuo

seco supere las 500 ppm y muchas veces no llega a 200 ppm. Si las aguas de granito

pierden dióxido de carbono disuelto por escape, pueden quedar alcalinas debido al

predominio de carbónico y sodio, y es posible que se origen precipitados de carbonato

cálcico.

El agua relacionada con terrenos basálticos, suele ser algo más salina que la de los

terrenos graníticos, dada la más fácil alterabilidad de los minerales constituyentes. Al

igual que con el granito, la mayoría del sodio, calcio y magnesio, pasan al agua,

mientras que el potasio es retenido y el hierro precipitado. En general se libera menos

sílice. Cloro y sulfatos, bajos. El pH puede ser alto por la facilidad de alteración de estas

rocas.

Las rocas metamórficas suponen una gradación entre las rocas plutónicas y las

sedimentarias y, por lo tanto, las aguas en contacto tendrán características intermdias,

más próximas a unas u otras según el grado de metamorfismo.

Dentro de las rocas sedimentarias, podemos distinguir las resistitas (formadas por

materiales que no se disolvieron durante los proceso que dieron lugar a su formación;

las arenas y gravas formadas por material granítico, basáltico, magnésico, carbonatado,

… contienen muchos materiales solubles que pueden ser liberados si el ataque es

suficientemente prolongado; el agua en contacto con estas rocas tiene una composición

similar a la del cemento soluble y/o a la del agua que se produciría en el ataque de las

rocas que forman la mayoría de los clastos), hidrolisitas (formadas mayoritariamente

por partículas derivadas de la hidrólisis de otras rocas; en su formación, atrapan

cantidades importantes de agua con la cual están en equilibrio iónico, y la cual van

expulsando poco a poco al irse compactando y mitificando; esa agua es la principal

fuente de sales, por lo que se producirán aguas relativamente salinas y abundantes

fenómenos de intercambio iónico; el contenido en cloruros, sulfatos, sodio, calcio y

magnesio, es elevado; el contenido en sílice puede ser también elevado), precipititas

(resultado de reacciones químicas que dan lugar a sales insolubles; principalmente

representadas por las calizas y las dolomías; las margas suponen un intermedio entre las

rocas precipititas y las hidrolisitas; las calizas puras aportan pocas sales y pequeñas

cantidades de sílice y cloruros), evaporitas (formadas por evaporación de agua, y por lo

tanto, con sales fácilmente solubles; las aguas en contacto toman grandes cantidades de

sales, y a veces concentraciones importantes de sulfatos, magnesio, sodio, calcio y

cloro), rocas carbonosas y bituminosas (aportan cantidades notables de sales solubles

procedentes de la materia viviente que las originó; ambiente reductor que permite la

presencia de cantidades importantes de Fe2+

y S2-

; A veces se dan poco sulfatos, como

consecuencia de su reducción; normalmente hay mucho aporte de dióxido de carbono).

TEMA 5: FUNDAMENTOS DE LA HIDROLOGÍA ISOTÓPICA

INTRODUCCIÓN


35

Los isótopos ambientales son de amplia utilidad en Hidrología e Hidrogeología, ya

que se pueden utilizar para determinar:

→ Las condiciones ambientales en las que se infiltró el agua del acuífero, llegando a

diferenciar aguas con distintos orígenes, ya sea en altitud, épocas climatológicas, …

→ Las distintas fuentes de alimentación de los acuíferos (aguas de la Sierra, aguas

procedentes de la infiltración a través de arroyos y ríos, aguas procedentes de la

precipitación directa sobre la cuenca, conexión con otros acuíferos, o recarga

artificial).

→ El origen de las variaciones en la calidad química de las aguas subterráneas

(procesos naturales o antrópicos).

→ El movimiento y ritmo de renovación de las aguas subterráneas, diferenciándose

flujos de distinto recorrido en el acuífero.

→ Edad absoluta de las aguas. Por ejemplo, un agua superficial con abundancia de

isótopos pesados indicaría que ha sufrido un proceso de evaporación parcial; un

agua subterránea con alto contenido de titrio, indicaría una circulación muy rápida

del agua meteórica, ya que la vida media de este isótopo es sólo de 12.4 años.

TIPOS DE ISÓTOPOS

Los isótopos son átomos de un mismo elemento, que tienen distinta masa, es decir

igual número atómico (electrones y protones), pero distinto número másico (protones y

neutrones). Como el número de protones es idéntico, también lo será su configuración

electrónica, y por tanto sus propiedades químicas; tendrán diferentes, sin embargo, las

propiedades que radican en su núcleo (tensión de vapor, movilidad iónica, …). Se

conocen unos 1300 isótopos.

Los isótopos ambientales don aquellos que están presentes en el medio natural; son

los usados normalmente en Hidrogeología.

Isótopos estables, son aquellos que no se desintegran espontáneamente, es decir, su

proporción no varía por desintegración radiactiva, sino por fraccionamiento isotópico.

Hay 274 isótopos correspondientes a 81 elementos. Ej.: 18

O, 16

O, 2H,

36S, …

Isótopos radiactivos, son aquellos que se desintegran, es decir, su concentración

decrece por desintegración radiactiva, pasando a un isótopo más estable. Pueden

encontrarse en la Naturaleza o producirse artificialmente. Ej.: 3H,

14C, …

Los isótopos pueden ser ligeros (átomos con menos neutrones; Ej.: 16

O, 1H, …) o

pesados (átomos con más neutrones; Ej.: 18

O, 2H, …).

FRACCIONAMIENTO ISOTÓPICO Y SMOW

El fraccionamiento isotópico consiste en la variación de las proporciones relativas en

las que se encuentran los isótopos de un elemento; se basa en la tendencia a fraccionarse

de las moléculas ligeras y pesadas debido a procesos de calentamiento (evaporación) y

enfriamiento (congelación, condensación). La diferencia de presión de vapor entre los

distintos tipos de molécula del agua, origina un fraccionamiento isotópico que conlleva

su distinto desplazamiento en el ciclo hidrológico, y determina las variaciones

isotópicas de unos lugares a otros. El fraccionamiento isotópico tiene lugar durante los

cambios de estado.

Las presiones de vapor son inversamente proporcionales a sus masas; así, las

moléculas con 16

O y 1H, pesan menos, tienen más presión de vapor, y por lo tanto son

más fácilmente evaporables. Así, el agua de los océanos va enriqueciéndose en los

isótopos pesados; durante las precipitaciones, ocurre lo contrario, y el vapor de agua de

las nubes, se enriquece en los isótopos ligeros.


36

Las concentraciones isotópicas de 18

O y 2H (deuterio), se miden como desviaciones

(δ) en 0/00 con respecto a un patrón llamado SMOW (Standard Mean Ocean Water). Se

utilizan como trazadores del origen de las aguas, ya que sus contenidos se consideran

conservativos una vez que el agua ha entrado en el acuífero.

1000⋅

−=

SMOW

SMOWmuestra

C

CCδ

En 1966 la AIEA (Agencia Internacional de Energía Atómica), encomendó al

profesor Craig, la preparación de una mayor muestra de agua semejante a la definida

por el SMOW, que fue llamada Vienna-SMOW, y que es el patrón utilizado

actualmente.

Los isótopos de oxígeno y carbono en carbonatos marinos, se expresan respecto al

estándar PDB (Pee Dee Belemnite) o VPDB (Viena-PDB), fósil de belemnites

encontrado en la formación Pee Dee.

El nitrógeno en el aire es el estándar AIR.

Los valores isotópicos del azufre, se expresan respecto a la troilita, sulfuro de hierro

del meteorito encontrado en el Cañón del Diablo (CDT).

Para el estroncio, el estándar es el agua de mar, y se expresa como la relación 87

Sr/86

Sr.

SIGNIFICACO DEL FRACCIONAMIENTO

Los ratios (C) o relaciones isotópicas, siempre son del isótopo pesado (menos

abundante) sobre el ligero; Ej.: 18

O/16

O; 14

C/13

C; … En consecuencia, valores positivos

de δ, indican un enriquecimiento del isótopo pesado comparado con el SMOW; valores

negativos, indicarán aguas más ligeras (empobrecimiento en el isótopo pesado) que el

estándar.

La partición de isótopos estables entre dos sustancias A y B, se denomina factor de

fraccionamiento isotópico (α).

B

ABA R

R=−α

siendo R la relación del isótopo más pesado entre el más ligero en dicha sustancia

La relación entre la constante de equilibrio y el factor de fraccionamiento, es:

nK1

=α donde n es el número de átomos intercambiado

Las variaciones naturales son del orden de ±4000/00 para el δ del

2H, y ±40

0/00 para el

δ del 18

O. Así, en los hielos polares antárticos (representan la etapa final de sucesivos

fraccionamientos, y presentan los valores más ligeros que se conocen), se alcanzan

desviaciones del orden de -4500/00 para el δ2

H, y -450/00 para el δ del

18O. Las

desviaciones de signo positivo, son menos frecuentes, pero en las sebkas saharianas, se

han encontrado valores de +1500/00 para el δ del

2H, y +30

0/00 para el δ del

18O.

FACTORES QUE INFLUYEN EN EL FRACCIONAMIENTO

→ Efecto de la continentalidad: La lluvia es más pobre en isótopos pesados cuanto

más lejos esté del océano. Los hielos polares están formados por el agua

isotópicamente más ligera que se conoce.

→ Temperatura: A mayor temperatura, δ será más positiva (menos fraccionamiento

isotópico, es decir, mayor proporción del isótopo pesado).


37

→ Latitud y altitud: En latitudes más altas, menos proporción de isótopos pesados

(valores de δ más negativos); Se produce una disminución del 0.5% en la δ del 18

O

por grado de latitud. Por otro lado, a mayor altitud, menos proporción de isótopos;

Se produce una disminución del 0.15 al 0.5% en la δ del 18

O por cada 100 metros de

elevación.

→ Tiempo, paleoclima y estación del año: En invierno, hay un empobrecimiento en

isótopos pesados con respecto al verano.

LÍNEA METEÓRICA MUNDIAL

La composición media anual de las precipitaciones, se mantiene aproximadamente

constante dentro de una misma región. Cuando el agua se somete a procesos de

evaporación y condensación en condiciones de equilibrio, el fraccionamiento para los

dos isótopos estables (18

O y D), tiene lugar de una forma paralela; al representar para un

número grande de muestras δ2H y δ18

O, para aguas de precipitación continental, se

obtiene una nube de puntos que se podría ajustar a una recta. Así, las concentraciones o

desviaciones relativas de estos isótopos, después de sucesivos procesos de evaporación

y condensación, deben variar teóricamente, de acuerdo con una recta (línea meteórica

mundial) de ecuación δ2H=8δ18

O.

Craig, en 1961 consiguió establecer una relación lineal entre los valores de δ2H y

δ18O: δ2

H=8δ18º+10. En la gráfica, por debajo de esta línea, quedarán las aguas con

valores bajos de δ2H y δ18

O, debidas a lluvias ocurridas en zonas frías; las aguas

oceánicas enriquecidas en δ2H y δ18

O, y las correspondientes a lluvias de regiones

cálidas o latitudes bajas, tienden a situarse por encima de esta línea.

Cuando la evaporación tiene lugar en condiciones naturales, es decir, en contacto con

la atmósfera (no equilibrio), las moléculas DH16

O y H218

O, tienen un comportamiento

cinético diferente. El fraccionamiento producido en estas moléculas H218

O, que para las


38

DH16

O. El efecto cinético es mucho menor para el D que para el 18

O. El efecto cinético

se debe a la diferencia de los coeficientes de difusión de las moléculas de agua que

contienen ambos isótopos, y al hecho de que la atmósfera tiene siempre un defecto de

humedad relativa con respecto al valor de saturación; Este defecto se observa de forma

clara cuando se representa en un diagrama que relaciones δ2H y δ18

O, de forma que las

aguas sometidas a evaporación, se disponen en un lugar diferente a las aguas que

derivan directamente de la precipitación.

Así, la pendiente de la recta, es inferior a 8, puesto que la relación DH16

O/H218

O es

mayor que cuando se cumplen las condiciones de equilibrio; al existir condiciones de

equilibrio, el agua residual se enriquece más en 18

O que en D; Por eso, las rectas de

correlación tienen pendientes inferiores a 8. El punto de intersección entre las rectas 3 y

1, indica la composición del agua antes de su evaporación. Las pendiente de la recta de

aguas evaporadas, se encuentra comprendida normalmente entre 4.5 y 5.5, dependiendo

de la humedad relativa de la atmósfera; como consecuencia de ello, el exceso de D

disminuye, y en la mayoría de los casos, tiene un valor negativo; En todos los casos,

valores inferiores indican aguas que han sufrido evaporación.

En España, los excesos de D varían entre 12 y 17 % (entre las rectas 1 y 2); Valores

superiores a 10 indicarían zonas con un elevado déficit de humedad.

En general, no existe cambio isotópico con la matriz de la roca, a no ser que se

alcancen temperaturas mayores de 80 ºC; en estos casos, la relación isotópica define una

recta horizontal (recta 4). El enriquecimiento en 18

O en las zonas geotérmicas, se debe al

intercambio con silicatos y carbonatos; Sin embargo, los contenidos en D no se ven

modificados. Las desviaciones de la línea de aguas meteóricas, pueden interpretarse

como correspondientes a lluvias ocurridas en períodos cálidos o fríos, o aguas

infiltradas en otros lugares de características climáticas al lugar de muestreo (aguas

subterráneas).

Las aguas de escorrentía superficial, tanto fluviales como lacustres, pueden

enriquecerse en isótopos pesados por evaporación; Pero su proyección en el diagrama

anterior, se ajusta a una línea de pendiente menor de 10, y la intersección con el eje δD,

tiene un valor variable; la intersección de la línea de aguas evaporadas con la línea de

aguas meteóricas nos da la composición de las aguas antes de su evaporación.

Si las aguas subterráneas se proyectasen en la línea de aguas evaporadas, nos

indicarían si esas aguas antes de infiltrares sufrieron evaporación, quizá por proceder de

un río o un lago. La composición de algunas aguas subterráneas no guarda relación con

la línea de aguas meteóricas actual, debido a que corresponden a aguas infiltradas hace

mucho tiempo, cuando las condiciones ambientales locales eran diferentes; Esto nos

permite reconstruir las condiciones ambientales en el momento de la infiltración de esas

aguas.

DATACIÓN DE AGUAS SUBTERRÁNEAS Fundamentos de la cronología absoluta mediante el uso de isótopos radiactivos

Se parte de la ecuación fundamental:

tA

AeAA t ⋅−=→⋅= ⋅− λλ

0

0 ln

siendo A la actividad radiactiva (número de núcleos radiactivos que quedan sin desintegrarse, transcurrido un tiempo t), A0 la actividad inicial (núcleos radiactivos iniciales), λ la constante de

desintegración, y t el tiempo transcurrido hasta el presente


39

La actividad de un radioisótopo es el número de átomos que se desintegran en la

unidad de tiempo:

tdt

dNA λ−==

La vida media (1/λ) representa el tiempo que tardan en reducirse en un factor e los

núcleos inicialmente existentes. En la práctica, se usa frecuentemente el tiempo que

tarda en reducirse a la mitad el número inicial de radionucleidos (período de

semidesintegración):

tt eNN

eNN

N ⋅−⋅− ⋅=→⋅== λλ0

0

0

0 ln2

ln2

teNN t ⋅=→+=− ⋅− λλ 2lnlnln2lnln 00

t

693.0=λ

A veces, se trabaja en unidades de actividad específica, que es la actividad existente

un una muestra, referida a la unidad de peso o volumen del material donde se encuentra

el radioisótopo:

2310022.6693.0)(

⋅⋅

⋅⋅=

GAgPeso

λ

siendo λ la vida media, A la actividad, y G el peso del átomo gramo del elemento que se trate

Unidades de medida Curio (Ci): Número de desintegraciones en un gramo de radio. Actividad de una

muestra en la que se desintegran 3.7·1010

átomos.

Becquerelio (Bq): Desintegración por segundo de una masa que tengamos.

Actividad de una muestra en la que se desintegra un átomo. 1 Ci=3.6·1010

Bq.

PRINCIPALES ISÓTOPOS UTILIZADOS EN HIDROLOGÍA

Isótopo 18O

Actualmente existen muy pocos trabajos que utilicen ambos isótopos como

trazadores de la contaminación de las aguas subterráneas. Esto se debe a las pequeñas

diferencias existentes entre un agua contaminada y la original, debido a las grandes

diluciones presentes en el acuífero. Es poco frecuente identificar procesos de

contaminación que sean capaces de modificar sensiblemente los contenidos isotópicos

propios del acuífero. En estudios realizados en lixiviados de vertederos de residuos

sólidos, se observa un marcado enriquecimiento de deuterio en el lixiviado respecto al

acuífero, que disminuye a medida que se alejan del vertido; esto es debido a la actividad

bacteriana, que consume preferentemente el isótopo ligero y enriquece el agua en el

pesado.

Isótopo 13C

Los isótopos estables de mayor interés en Hidrogeología, son el 12

C y 13

C, cuyas

abundancias son del 98.99 % y 1.11 % respectivamente. El efecto cinético durante la

fotosíntesis conduce al empobrecimiento en 13

C de la materia orgánica vegetal (después

la animal), ya que las plantas discriminan el 13

C a favor del 12

C. El efecto de cambio

químico en el sistema CO2-HCO3--CaCO3, produce enriquecimiento isotópico en el

bicarbonato y carbonato disueltos; debido a la utilización preferente del 12

C en la

fotosíntesis, la materia orgánica y el CO2 desprendido por las plantas, estarán

empobrecidos en 13

C con respecto al CO2 atmosférico.


40

Las plantas, pueden tener ciclos fotosintéticos C3 (plantas arbóreas; δ13C=-25

0/00),

C4 (gramíneas, principalmente; δ13C=-13

0/00) o ciclos intermedios CAM (plantas

crasuláceas; δ13C=-20

0/00).

El CO2 del suelo, aparece a causa de la respiración de las raíces de las plantas y de la

actividad bacteriana, por lo que su valor dependerá del tipo de vegetación presente en el

suelo.

La concentración del 13

C en aguas subterráneas, está además, controlada por la

disolución, precipitación, y otros procesos de fraccionamiento; Inicialmente está

controlada por el CO2 atmosférico, pero posteriormente, el carbono entra en el agua por

disolución de minerales carbonatados, carbono orgánico y disolución del CO2 del suelo.

La δ13C en aguas subterráneas se mide en función del estándar PDB, y depende del

tipo de cobertera vegetal, del ciclo fotosintético, del CO2 atmosférico, del CO2

biogénico, y de los carbonatos sedimentarios presentes en el acuífero. Varía alrededor

de -100/00; valores inferiores indican que la fuente predominante de los carbonatos

procede del CO2 del suelo.

El metano generado en la degradación anaerobia de la materia orgánica, se

empobrece mucho en 13

C y como consecuencia, el CO2 que queda como residuo, se ve

enriquecido relativamente tras el uso preferente del carbono ligero por parte de los

microorganismos.

La aportación fundamental del 13

C en las aguas subterráneas es reflejar la

procedencia del carbono presente en el agua, ya sea por mecanismos naturales, o

antrópicos.

Isótopo 34S

El azufre presenta cuatro isótopos estables: 32

S, 33

S, 34

S y 36

S, cuyas abundancias son

95 %, 0.76 %, 4.22 % y 0.014 % respectivamente. Debido a que las abundancias

isotópicas naturales varían mucho, es difícil establecer el aporte de azufre por fuentes

antropogénicas. Con anterioridad a cualquier estudio, se debe determinar el contenido

isotópico de fondo del lugar, tal como el contenido isotópico atmosférico y biológico, y

estimar su contribución al sistema estudiado.

El estudio simultáneo del 18

O y 34

S en los sulfatos disueltos en el agua, aporta en

numerosas ocasiones, una importante información acerca del origen del azufre y los

posibles procesos de mezcla que han tenido lugar con azufre de diferente origen.

Los principales mecanismos que pueden modificar el contenido isotópico original de

los sulfatos, de forma lineal, son: mezcla con otros sulfatos disueltos con diferente

composición isotópica (se establece una línea de mezcla entre ambos aportes),

cristalización de minerales sulfatados en cuencas con alta tasa de evaporación (la fase

disuelta se empobrece en isótopos pesados a lo largo de una recta de pendiente 2),

precipitación o adsorción de sulfatos en los sedimentos por donde circula el agua

subterráneo (enriquecimiento de la fase disuelta en isótopos pesados), y reacciones

redox (durante la reducción bacteriana, se utilizan preferentemente isótopos ligeros).

Los procesos de contaminación que llevan asociados la descomposición de materia

orgánica, originan diferencias en el contenido isotópico del azufre, que podrían ser

utilizadas para diferenciarlos.

Isótopo 15N

El nitrógeno, posee dos isótopos estables, el 14

N y el 15

N. Sus concentraciones son

bajas, y su composición isotópica está esencialmente controlada por procesos

biológicos.

La aplicación más extendida de los isótopos del nitrógeno en Hidrogeología es la

identificación del origen de nitratos; El fundamento de este método, radica en la


41

diferente composición isotópica entre los nitratos de síntesis industrial, y los que

provienen de la mineralización de la materia orgánica de los suelos.

Las fuentes fundamentales del contenido de nitrato en las aguas, y por tanto, del

contenido en 15

N, son los nitratos producidos por síntesis artificial (2 0/00), los

producidos por la nitrificación de la materia orgánica del suelo (5-15 0/00), los que

provenientes de la oxidación de la materia orgánica ligada a actividades humanas y

ganaderas (10-22 0/00), y los del agua de lluvia (0-5

0/00).

Tritio (3H) Este isótopo pesado del hidrógeno, se comporta como un emisor beta negativo

(emisión de un electrón a alta velocidad) de muy baja energía. Se trata de un isótopo

radiactivo, no estable, cuyo período de semidesintegración es de 12.35 años.

La presencia de Tritio en las aguas de lluvia se debe a la emisión directa por el Sol

(0.12 atom/cm2/seg), a reacciones nucleares de los rayos cósmicos en las altas capas de

la atmósfera sobre el 14

N, o a la liberación en las explosiones termonucleares; a partir de

1952 se han dado concentraciones de hasta 10000 UT (1 átomo de Tritio / 1018

átomos

de hidrógeno); en el Hemisferio Norte, las concentraciones son mayores, debido a que

hubo más explosiones nucleares; además, en el Hemisferio Sur, la superficie del mar es

mayor, lo que origina un intercambio con agua prácticamente desprovista de tritio; las

lluvias ecuatoriales, están empobrecidas en tritio ya que las elevadas humedades

favorecen la dilución de los vapores tritiados; muestras con concentraciones inferiores a

5 UT, son anteriores a 1952.

Se utiliza la distribución de los contenidos de tritio de las precipitaciones como

función inicial. Siendo conocida la función de entrada, los parámetros de dispersión del

sistema subterráneo pueden ser determinados.

El agua subterránea presenta una variación de la concentración de tritio respecto al

agua de lluvia debido a las oscilaciones estacionales en la infiltración, que se produce

cuando el contenido en tritio de la lluvia es más bajo; este fenómeno es menor si no

existe vegetación y si el clima es húmedo. Las variaciones estacionales y las anuales,

son amortiguadas por el tiempo (más o menos largo), que el agua tarda en alcanzar el

nivel saturado, que produce una mezcla de aguas, debido a que el mecanismo de

infiltración del tritio es de tipo pistón (las aguas más modernas van desplazando a las

más antiguas, como un pistón); no obstante, las fuerzas de difusión pueden originar

dicha mezcla y dificultar la observación.

Los contenidos de tritio son utilizados como indicadores de la presencia de aguas

recientes en los acuíferos, y sirven para determinar, bajo ciertas condiciones, zonas de

recarga preferente. El tritio es a menudo utilizado para establecer modelos de mezclas

de recargas sucesivas y definir el mecanismo de infiltración.

El tritio como trazador en las aguas subterráneas, apenas sufre retención en el

terreno; su disminución se debe al decaimiento por desintegración radiactiva.

De 0 a 2 UT, la contribución de tritio nuclear es insignificante (aguas anteriores a

1952); entre 5 y 15 UT, representa una mezcla entre aguas anteriores a 1952 y aportes

recientes; de 20 a 50 UT, representa un agua con influencia termonuclear y dependerá

del proceso de decaimiento radiactivo sufrido.

Los contenidos en las precipitaciones debido a las explosiones nucleares, han ido

decayendo, lo que origina que el agua de infiltración actualmente, tenga un valor

próximo a 5 UT, por lo que se podrían confundir con valores de aguas previas a 1952;

por ello, se está dejando de utilizar; las técnicas más modernas, tienden a usar CFC’s

como trazadores en zonas donde los tiempos de residencia sean pequeños.

Isótopo 14C


42

Se trata de un isótopo radiactivo que se desintegra por emisión de partículas beta de

energía máxima. Su período de desintegración de de 5730 años. Se genera de forma

continua en la alta atmósfera, por interacción de los neutrones liberados por la radiación

cósmica con el 14

N. La mayor parte del 14

C se produce a una altitud media de unos 1600

metros, y llega a la superficie en forma de CO2; el tiempo de permanencia en la

atmósfera es de unos cinco años. La concentración natural es de 1 átomo de 14

C por

cada 1012

12

C. La tasa de producción de 14

C en la atmósfera se ha mantenido constante,

al menos durante los últimos 10000 años.

Se incorpora rápido al dióxido de carbono, que circula en la atmósfera, y caerá

disuelto en la lluvia; este 14

CO2 entrará a formar parte del ciclo biológico del carbono,

distribuyéndose, por tanto entre la atmósfera y los seres vivos. El intercambio en lo

seres vivos es muy rápido en comparación con su vida media; es absorbido por la

materia viva, por lo que mientras el organismo está vivo, el 14

C es sustituido

continuamente, y las proporciones entre 14

C y 12

C se mantienen constantes; Sin

embargo, cuando el organismo muere, la cantidad de 14

C disminuye gradualmente,

según se desintegra en 14

N por emisión de partículas beta.

El 14

C se incorpora al agua subterránea a través de la lluvia, que lleva disuelto 14

CO2;

el agua de lluvia, al penetrar en el suelo, disuelve más dióxido de carbono del aire de los

poros, que tiene unas concentraciones de 14

C similares a las de la materia orgánica

moderna; como el aporte de CO2 del terreno es mayor que el de la lluvia, el contenido

resultante de 14

C estará más próximo al de la materia orgánica viviente, que al

atmosférico.

Los carbonatos del medio son de formación muy antigua, y salvo casos

excepcionales, están exentos de 14

C.

Cuando el carbono queda aislado del ciclo biológico por muerte del ser vivo o, en el

caso del agua, por infiltración de ésta, su actividad específica disminuye en función del

tiempo, de acuerdo con la ley de desintegración radiactiva. Hablamos de carbono

muerto, cuando el carbono procede de una fuente lo suficientemente antigua, como para

que cualquier cantidad de 14

C se haya desintegrado por completo (límites detectables).

Dado que el período es de 5730 años, puede utilizarse para la datación de

acontecimientos que han ocurrido desde el pasado histórico y para los ocurridos en la

historia geológica reciente. También se emplea en el cálculo del tiempo de tránsito de

las aguas subterráneas. La validez de los datos del 14

C está en función de la dificultad de

encontrar el verdadero valor de A0, que es la actividad del 14

C del carbono total disuelto

antes del decrecimiento radiactivo.

Otros procesos que intervienen en la actividad del 14

C, son la meteorización de

silicatos, disolución de carbonatos por ácidos húmicos, reducción de sulfatos por

metano, oxidación de restos de plantas, intercambio isotópico, precipitación de

carbonatos, aporte de CO2 de origen volcánico, o intercambio de Ca2+

con iones Na+ o

K+.

LABORATORIOS EN ESPAÑA QUE ANALIZAN ISÓTOPOS AMBIENTALES

Isótopos estables, se pueden analizar en Madrid, por el CEDEX y la Universidad

Autónoma; en el resto de España, en el CSIC de Granada, en la Universidad de

Salamanca, y en la Universidad Central de Barcelona. Basta con una muestra de 100 ml.

Los isótopos inestables, en Madrid, en el CEDEX, el CEMAT y en el Instituto

Rocasolano del CSIC; en el resto de España, en Granada y en la Universidad Autónoma


43

de Barcelona. Se requieren 3-5 g de muestra de carbono, lo que supone muestras de

100-200 l de agua; para el tritio, basta con 1 l.

TEMA 7: ORIGEN DE LOS CONTAMINANTES

INTRODUCCIÓN

Durante el período de la historia humana, se han creado seis millones de compuestos

químicos, la mayoría en el último siglo. Producen muchos efectos adversos sobre la

salud humana, la productividad agrícola y los ecosistemas naturales. Es muy importante

definir la extensión de la contaminación, sus causas, las sustancias que las provocan, sus

efectos biológicos y medioambientales, y los métodos de control y disminución de la

contaminación.

DEFINICIÓN DE CONTAMINACIÓN

Introducción por el hombre en el medio ambiente de sustancias o energías que

causan riesgos para la salud humana, dañan los recursos naturales y sistemas

ecológicos, y provocan interferencias con los usos legítimos del medioambiente.

Los contaminantes pueden ser primarios (ejercen efectos nocivos en la forma que se

encuentran) o secundarios (sintetizados como resultados de proceso químicos, a menudo

menos dañinos).

Todo proceso de contaminación tiene una fuente de contaminantes, los

contaminantes mismos, el medio de transporte, y el receptor.

La contaminación puede ser clasificada en función de la fuente, el medio afetado o la

naturaleza del contaminante.

LA CONTAMINACIÓN DE LAS AGUAS SUPERFICIALES Y SUBTERRÁNEAS

La definición de contaminación que recoge la Ley de Aguas es la “acción y efecto de

introducir materias o formas e energía, o inducir condiciones en el agua que, de modo

directo o indirecto, impliquen una alteración perjudicial de su calidad en relación con

los usos posteriores con su función ecológica”.

La contaminación de las aguas subterráneas, es más difícil que se produzca, pero al

no ser visible, no se puede detectar fácilmente y, por tanto, la protección y recuperación

son complejas, y su autodepuración, muy lenta.

La forma de producirse la contaminación de las aguas subterráneas puede ser directa

(sin dilución, cuando se introducen directamente sustancias contaminantes, tal como el

vertido directo a un río o en un acuífero por pozos negros), o indirecta (con dilución,

cuando ésta se produce por entrada de aguas contaminantes diluidas o que han pasado

por el terreno, como los vertidos sobre el terreno de residuos líquidos).

FOCOS DE CONTAMINACIÓN Y CATEGORÍAS

• Contaminación por núcleos urbanos: sistemas de vertido de aguas residuales

(pozos negros, fosas sépticas, redes de saneamiento), actividades domésticas,


44

vertederos de residuos sólidos urbanos, aplicación al terreno de aguas o fangos

residuales, cementerios, …

• Contaminaciones industriales o mineras: actividades industriales, mineras,

energéticas, …

• Contaminaciones agrícolas y ganaderas: actividades agrícolas (fertilizantes,

pesticidas, irrigación, estercoleros), actividades ganaderas (residuos de animales,

enterramientos), …

• Contaminación de origen diverso: intrusión salina, pozos mal construidos o

abandonados, infiltración de aguas superficiales, acciones químicas provocadas

sobre el ciclo del agua (lluvias ácidas), vertidos de hidrocarburos (gasolineras),

detergentes, …

La OTA divide los focos de contaminación en Categoría I (instalaciones diseñadas

para verter sustancias líquidas), Categoría II (instalaciones diseñadas para almacenar,

tratar y/o verter sustancias), Categoría III (instalaciones diseñadas para transportar

sustancias), Categoría IV (actividades que originan sustancias como consecuencia de

otras actividades planificadas), Categoría V (actividades que originan conductos por los

que el agua puede entrar en los acuíferos), Categoría VI (procesos naturales cuya acción

es creada y/o acelerada por actividades humanas).

TIPOS DE CONTAMINANTES Y CLASIFICACIÓN

• Inorgánicos: residuos urbanos e industriales; estériles de minería; salmueras

salinas.

• Metales pesados y elementos minoritarios: efluentes de minería; aguas

residuales de la industria; residuos sólidos y aguas residuales urbanas; residuos

agrícolas y fertilizantes.

• Radionucleidos: minería y concentrado de uranio; fabricación de combustible.

• Hidrocarburos: LNAPL; DNAPL.

• Detergentes:

• Pesticidas:

• Nutrientes: prácticas agrícolas; granjas; fosas sépticas; aguas residuales.

• Biológicos: granjas; aguas residuales; residuos sólidos urbanos; fosas sépticas.

TEMA 8: TIPOS DE CONTAMINANTES

CONTAMINANTES PRINCIPALES

Los procesos naturales pueden reducir la contaminación del agua subterránea, pero

existen algunos contaminantes resistentes que no cambian en el sistema hidrogeológico,

y su efecto ambiental puede permanecer durante mucho tiempo.

Minerales pesados

Pueden ser de origen natural o antrópico. Aparecen en aguas subterráneas, sobre todo

por meteorización química y lixiviado de suelos.

Contaminantes orgánicos

Debidos a la actividad humana. Los más frecuentes son hidrocarburos e

hidrocarburos halogenados orgánicos, que están presentes en los residuos líquidos


45

industriales y municipales, y en los vertederos. Los fertilizantes y pesticidas utilizados

en la agricultura son, en su mayoría, compuestos orgánicos sintéticos. Los herbicidas,

insecticidas y nematicidas, son muy persistentes.

Las fugas de los fluidos orgánicos inmiscibles producidas por accidente o como

fugas escondidas no controladas bajo la superficie (tuberías, tanques, …), son los

contaminantes más frecuentes del agua subterránea. La gasolina, el benceno, keroseno,

el fuel de diesel y la mayoría de los hidrocarburos halogenados volátiles son más ligeros

(LNAPL) y más móviles que el agua del acuífero, por lo que forman cuerpos sobre el

nivel del agua subterránea. El aceite de motor y para calefacción, y en general, los

hidrocarburos clorados son más pesados (DNAPL) y más lentos que el agua, por lo que

descienden al fondo del acuífero.

Bacterias y virus

La contaminación de aguas subterráneas por bacterias patógenas y virus es fuente e

muchas enfermedades. Las fosas sépticas, redes de alcantarillado, vertederos no

controlados, …, son las fuentes de contaminación. Las bacterias patógenas y virus más

importantes que pueden contaminar las aguas subterráneas, son la salmonella, shigella,

yersinia enterocolítica, enterotoxigénico, hepatitis virus, polio virus, …

CONTAMINACIÓN EN FUNCIÓN DE LA FUENTE

Contaminantes de origen industrial Hay una inmensa variedad de sustancias químicas, orgánicas o inorgánicas generadas

en este sector, capaces de producir contaminación. Dicha contaminación, presenta un

carácter local o puntual. Las principales fuentes son los residuos de producción

eliminados a través de la atmósfera, el terreno y las aguas superficiales o subterráneas,

las pérdidas de sustancias contaminantes durante su almacenamiento o transporte, y los

accidentes en tanques, …

Las industrias de bebida y alimentación generan residuos líquidos con alta DBO,

sólidos en suspensión a menudo elevados, marcada alcalinidad, gran concentración de

materia orgánica disuelta, … Las industrias de fabricación de pesticidas e insecticidas,

generan alto contenido en materia orgánica, benceno, sustancias tóxicas y restos de

insecticidas y pesticidas muy tóxicos. Las de colorantes, generan sales de plomo,

arsénico, titanio, …

En general contienen materia orgánica, DQO, compuestos nitrogenados (NH4, NO2,

NO3), cianuros (Cn), metales (Hg, Cd, As, Cu, …), compuestos orgánicos (volátiles,

Semivoc, BTEX, Benzotiazol, Anilinas y derivados, aguarrás, hidrocarburos-gasoil,

percloroetileno y derivados, …).

La antigüedad de la contaminación viene dada por B+T/E+X. X y E son más pesados

e indican una contaminación más antigua; B y T suelen volatilizarse pronto. Cuanto

menor sea la relación, más vieja es la contaminación.

Contaminantes procedentes de estaciones de servicio

Hidrocarburos líquidos del petróleo y LNAPL (Light nonaqueous phase liquid;

gasolinas y gasóleos). Los gases que se volatilizan pasan a la zona no saturada; se trata

de los COV (vapores de componentes orgánicos); pueden ser explosivos; Al ser estos

productos menos densos que el agua e inmiscibles en ella, su desplazamiento en el

acuífero se produce casi exclusivamente en la zona no saturada. En realidad, los

derivados ligeros del petróleo son relativamente solubles y sobrepasan con mucho los

niveles de concentración para los que el agua se considera contaminada; Consecuencia

directa de esta solubilidad es que los hidrocarburos solubles pueden ser transportados a

grandes distancias en el acuífero.


46

Contaminantes procedentes de lixiviados de residuos sólidos urbanos Aunque los vertederos actuales tienen un control más o menos intenso, aún existen

vertederos antiguos en los que además de los residuos urbanos permitidos, hay

materiales tóxicos y peligrosos.

Para minimizar la cantidad de lixiviados generados, los vertederos actuales se

construyen en secciones, con geomembranas y geotextiles formando diversas capas, con

una cobertera de baja permeabilidad sobre el vertido para evitar la infiltración del agua

de lluvia; tienen conducciones que recogen el lixiviado que se forma y transportarlo a

una plante de tratamiento; además tienden a situarse en lugares geológica e

hidrogeológicamente apropiados.

La descomposición de la MO es lo que da su composición química a los lixiviados;

ésta produce elevada DQO, DBO y TOC, sólidos en suspensión, conductividad,

nitrógeno, cloruros, carbono orgánico disuelto, así como altos niveles de bacterias,

aunque las patógenas no suelen sobrevivir en un medio tan desfavorable; las únicas

bacterias que permanecen son las clostridium sulfitoreductoras (pocos laboratorios las

analizan); También es frecuente encontrar cantidades elevadas de cationes (Ca, Mg, Na

y K), y aniones (SO4, Cl, NO3), y As, Cd, Cr, Cu, … El pH suele ser ácido y el medio

reductor (a veces, si hay mucho amoníaco, el medio se hace neutro o algo básico). La

conductividad es alta porque las sales se solubilizan por la presencia de dióxido de

carbono; por eso mismo, la dureza es alta; el anhídrido carbónico también actúa sobre

los metales pesados, oxidándolos y quedando en disolución.

Los residuos orgánicos, al descomponerse por las bacterias aerobias, producen

amoníaco y este oxida a nitritos, y por último a nitratos; en general, si hay mucho

amonio, hay poco nitrato, porque cada uno indica una fase de la degradación.

La degradación de la materia orgánica produce gases como el dióxido de carbono o

el metano, y a veces sulfhídrico, que producen malos olores. En medio anaerobio, hay

más concentración de materia orgánica y el lixiviado es más oloroso, más coloreado, y

tiene más sólidos en suspensión, que llegan a precipitar. La DQO y la DBO son más

elevadas. En medio aerobio, el contenido orgánico, es bajo.

Contaminantes procedentes de aguas residuales domésticas y urbanas

Denominamos ARD a las aguas residuales procedentes de viviendas y servicios

generadas por el metabolismo humano y las actividades domésticas. Llamamos ARU a

las aguas domésticas mezcladas con las aguas residuales industriales aceptadas en los

sistemas colectores urbanos, con aguas pluviales y aguas de baldeo de calles.

Contienen muchas sustancias mezcladas (excrementos, grasas, detergentes, materia

orgánica, microorganismos, disolventes, pinturas, pilas, …). El fósforo suele formar

complejos insolubles y ser adsorbido por los coloides del suelo, por lo que suelen

quedar retenidos en la zona no saturada y no pasan al agua subterránea. El nitrógeno de

ARU a ARD es orgánico (se transforma en amoníaco en presencia de enzimas) o

inorgánico (contiene amoníaco, nitritos y nitratos; como las aguas subterráneas no

contaminadas no contienen amoníaco ni óxido de nitrógeno, es un buen indicador de la

contaminación por vertidos ARU y ARD). Las altas concentraciones de amoníaco

indican contaminación agrícola y oxidación de amoníaco y nitrito. Los nitritos indican

siempre que hay vertidos de aguas residuales y además, que ésta está muy cercana, ya

que el paso de NO2 a NO3, es muy rápido. Los cloruros, son muy conservativos, y no se

eliminan en las plantas depuradoras.

El agua municipal e industrial tratada o no, suele utilizarse para regar; Por otro lado,

los fangos de las plantas de tratamiento de agua, se utilizan como fertilizantes, y lo

mismo con el estiércol en las granjas animales y el suero de la fabricación de queso; se


47

pueden filtrar así, al suelo, nitrógeno, fósforo, metales pesados y compuestos orgánicos

refractarios.

Contaminantes procedentes de la ganadería intensiva

Se denomina lisier a la mezcla de heces, orines y agua. Estiércol líquido es el lisier

sin agua, y el estiércol sólido son heces sólidas, semisólidas y la cama de los animales.

Purín, los orines descompuestos agua, aunque a veces se incluyen los excrementos

sólidos, generalmente referido a la ganadería porcina. Gallinaza, es la mezcla de los

residuos de aves.

Se da mezcla de compuestos nitrogenados, compuestos responsables de la DBO y

microorganismos patógenos; Aportes de P, K, SO4, B; Presencia de metales pesados en

pequeña cantidad.

La dieta, va a influir en la composición química de los excrementos. Los efectos

sobre el suelo y el agua son fototoxicidad, intoxicación de animales, eutrofización del

agua; el riesgo de contaminación por bacterias fecales procedentes del ganado sin

estabular, es bajo.

Si se entierran un gran número de animales en una zona próxima, el agua subterránea

pueden contaminarse al descomponerse los cuerpos; Si los animales han muerto debido

a algún veneno tóxico, el agua corre más peligro si el veneno se libera mientras los

animales se descomponen.

Contaminantes de origen agrícola

Procedentes de la fertilización mineral y orgánica. Puede ser mineral (amoniaco,

nitrato amónico, sulfato amónico, carbonato amónico, fosfato) u orgánico (urea, purín,

estiércol). Los orgánicos los mineralizan las plantas mucho más lentamente. Los

fertilizantes minerales se transforman mucho más rápidamente y contaminan más.

Los fitosanitarios, como son muy baratos, su uso es indiscriminado; el tipo de los

organoclorados, se usa mucho, y dan más problemas; son más móviles y su tiempo de

permanencia es mayor y presentan elevada toxicidad, por lo que, aunque ahora están

prohibidos, pueden detectarse al cabo de mucho tiempo; Los organofosforados, debido a

su facilidad de degradación y al hecho de poseer una limitada acción residual junto con

una alta capacidad para ser absorbidos, parecen representar un riesgo menor, a pesar de

que el comportamiento de los pesticidas en general, es poco conocido.

Contaminantes procedentes de cementerios

Si los cuerpos son enterrados sin ataúd o en ataúd no sellado, la descomposición

produce materia orgánica. Las áreas más susceptibles son aquellas con elevada

precipitación y con nivel freático elevado. Los contaminantes pueden incluir altas

cantidades de bacterias, amonio, nitrato y elevada demanda química de oxígeno.

Contaminantes procedentes de residuos y drenajes de minas

Los residuos de mina pueden originar lixiviados al infiltrase en ellos el agua de

lluvia. Si están presentes minerales sulfatados, puede generarse ácido sulfúrico y el agua

de drenaje se acidifica. Lo mismo ocurre con residuos de minería de carbón, y con

minerales de cobre y oro. También pueden contener metales pesados, y en el caso de

minas de uranio y torio, radionúclidos. Para evitar que los lixiviados se extiendan, los

residuos mineros han de confinarse y neutralizarse.

La minería superficial y subterránea, puede interrumpir el flujo natural del agua

subterránea, y exponer rocas que contengan sulfuros (piritas) al agua oxigenada. Esto

puede provocar agua ácida, que drene desde la mina; este drenaje puede producir

contaminación de las aguas superficiales y/o subterráneas: disminución del pH,

transformación en minerales sulfatados altamente solubles de rocas del entorno,

movilización de Fe y Mn.


48

Contaminantes procedentes de inyección de pozos

Los pozos de inyección se usan para descargar residuos líquidos bajo la superficie y

por debajo del nivel freático (residuos peligrosos, salmueras de pozos de petróleo, aguas

de escorrentía agrícola y urbana, … Si el pozo está mal diseñado, o no se conoce bien la

geología del lugar donde se ha emplazado, puede llegar a contaminar acuíferos.

Contaminantes procedentes de salinización

El aumento de sales que puede deteriorar la calidad del agua subterránea es debido,

en parte, a la concentración de sales en el agua no consumida por las plantas, que

aprovechan una mínima parte de las sales existentes, y por otra parte, a la capacidad de

las aguas de riego para disolver sales del terreno y lixiviar fertilizantes y pesticidas. La

cantidad e sales que pueden pasar al acuífero es función de la eficiencia del riego.

RIESGOS PARA LA SALUD

Hay riesgo cancerígeno por diversos contaminantes. El nivel básico de riesgo

cancerígeno que utiliza la EPA (Environmental Protection Agency), es el 10-6

que

indica muerte por cáncer por millón de personas. La EPA asume que una persona puede

consumir 2 litros de agua de la misma fuente cada día de su vida por 70 años llegando a

la concentración que tiene riesgo de cáncer de 10-6

.

LA CONTAMINACIÓN DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS EN ESPAÑA

El área de riesgo alto (28% España; Valencia, Baleares y Madrid) comprende las

zonas permeables por figuración y carstificación y las constituidas por materiales con

porosidad intergranular, cuando la zona no saturada es insuficiente para impedir la

protección del acuífero. El área de riesgo medio (34%) incluye las áreas constituidas

por materiales permeables por porosidad intergranular o por figuración que se

encuentren parcialmente protegidas o con un nivel piezométrico no muy somero. Se

consideran zonas de riesgo bajo (38%), aquellos sectores que hidrogeológicamente

pueden ser considerados como impermeables o de muy baja permeabilidad.

Focos de contaminación

• Contaminación industrial y estaciones de servicio: Se conocen zonas donde la

contaminación de las aguas subterráneas se ha debido a un inadecuado

almacenamiento o transporte de materias primas en polígonos industriales y

estaciones de servicio de gasolina; Otra situación frecuente, es la eliminación de

residuos a cauces, zanjas, cuevas o fosas sépticas mal construidas desde donde

se alcanzan los acuíferos; O los vertidos incontrolados en pozos.

• Vertederos de residuos sólidos urbanos y domésticos: Los más de 8000

municipios españoles generan al año unas 12500000 toneladas de residuos que

se eliminan por compostaje (20.5%), incineración (4.8%), vertido controlado

(48.3%) y vertido incontrolado (26.4%). Las zonas más afectadas se sitúan en

las cuencas del Júcar, el Sur y el Guadalquivir.

• Aguas residuales urbanas y domésticas: La eliminación de estos residuos

suele realizarse a través de las redes de alcantarillado directamente a los cauces

fluviales, normalmente con un proceso previo de depuración. En núcleos

pequeños, la eliminación se realiza a través de pozos negros o fosas sépticas.

Para los acuíferos, el mayor riesgo lo constituyen las pérdidas de las redes de

alcantarillado, la infiltración desde pozos negros, y las fosas sépticas o el vertido


49

directo en cauces secos y especialmente el regadío incorrectamente realizado

con aguas residuales.

• Contaminación agrícola: Fertilizantes (aumento de nitratos en aguas

subterráneas, en zonas de agricultura intensiva); Plaguicidas (actualmente, no

constituye un hecho constatado).

• Contaminación ganadera: En España, de los residuos ganaderos, un 20% se

destina a estiércol, otro 20% se queda en el suelo durante el pastoreo, y el 10-

15% se somete a algún tipo de tratamiento, y el resto se vierte directamente al

terreno o a los cauces.

• Intrusión marina: El 58% de España presenta algún grado de intrusión marina

como consecuencia de una explotación excesiva de sus recursos subterráneos.

En el litoral mediterráneo, es un fenómeno creciente, llegándose a superar los

500 mg/l de cloruros en las aguas subterráneas.

TEMA 9: MECANISMOS DE PROPAGACIÓN Y TRANSPORTE DE CONTAMINANTES. PROCESOS DE

ADQUISICIÓN Y MODIFICACIÓN DE LA COMPOSICIÓN QUÍMICA

MECANISMOS DE TRANSPORTE DE CONTAMINANTES EN SOLUCIÓN

Introducción

Consideramos un líquido que fluye en un medio poroso y, en el cual, una masa dada

de sustancia soluble ocupa una porción del dominio de flujo; si se supone que la materia

soluble es identificable, se le llama trazador. Los trazadores pueden ser introducidos

voluntariamente en el acuífero para realizar alguna experiencia en el mismo, o puede

tratarse de vertidos accidentales de algún contaminante.

Mecanismos de transporte

Una vez que los contaminantes se ponen en solución y alcanzan la zona saturada, los

principales procesos que rigen su movimiento, son:

• Difusión: Proceso por el que las moléculas y las especies iónicas disueltas en el

agua, se mueven desde las zonas de mayor concentración a las de menor

concentración. Da lugar a la dispersión de los contaminantes a través del medio

poroso incluso en ausencia de flujo subterráneo. Se produce por agitación

molecular de los líquidos como consecuencia de su temperatura. La difusión de

los solutos en el agua, está regida en sistemas unidimensionales por las leyes de

Fick: la primera describe el flujo en régimen estacionario, es decir, cuando no

hay cambios en la cantidad total de masa disuelta (F= -D·dC/dx, siendo F el

flujo de masa de soluto por unidad de superficie y unidad de tiempo, De el

coeficiente de difusión, independiente de la dirección, C la concentración del

soluto, y dC/dx, el gradiente de concentración de un líquido en otro).

• Advección: Proceso por el cual, el agua subterránea en movimiento transporta

las especies en solución; La cantidad de masa transportada es función de la


50

concentración de los solutos y del flujo total. Todo fluido dentro de los poros es

desplazado al avanzar el frente, dando lugar al denominado flujo de pistón, sin

que se produzca mezcla de agua.

• Dispersión mecánica: Proceso por el cual se produce en el medio poroso una

mezcla de aguas, causada por variaciones locales de la velocidad de flujo y, por

tanto, directamente relacionada con el transporte advectivo; Las variaciones de

velocidad que dan lugar a la dispersión mecánica están originadas por las

heterogeneidades, tanto a gran escala, como a pequeña escala, que presenta el

medio por el que fluye el agua. El principal efecto de la dispersión, es la

extensión de los contaminantes en un área mayor que la que cabría esperar si

sólo actuase la advección. Unas partículas llegarán antes que otras a un cierto

plano normal a la dirección del movimiento según el camino que hayan

recorrido; Así se origina una dispersión mecánica longitudinal o frontal; Al

mismo tiempo, los diferentes trayectos tienen direcciones oblicuas a la dirección

media del flujo y se distribuyen dentro de un cono, originando una dispersión

transversal o lateral.

• Dispersión hidrodinámica: Combinación de la dispersión mecánica y la

difusión. En general, la difusión es mucho menor que la dispersión. Como

consecuencia de la dispersión hidrodinámica, la concentración de soluto

disminuye a medida que aumenta la distancia a la fuente; El contaminante se

expandirá más en la dirección del flujo que en sentido transversal a éste, ya que,

en general la dispersividad transversal es menor que la longitudinal.

• Retardación y atenuación: Los solutos y contaminantes transportados por el

agua a través del suelo, zona saturada y acuífero, están sometidos a procesos

físicos, geoquímicas, bioquímicos y radiactivos que, a menudo, causan un

cambio en el estado físico y forma química del contaminante y tienden a

disminuir su concentración.

DETERMINACIÓN EXPERIMENTAL DE LOS COEFICIENTES DE DISPERSIÓN

Se realiza en el laboratorio utilizando columnas rellenas de material poroso;

Inicialmente están llenas de agua y ésta se desplaza hacia abajo por una agua marcada

con un trazador que se añade a nivel constante por la parte superior. Las

concentraciones pueden medirse a la salida de la columna o bien puede disponerse de

varias tomas a lo largo de la misma. De esta forma se obtiene un movimiento

unidireccional y mediante fórmulas es posible determinar el coeficiente de dispersión

longitudinal. Si el flujo se detiene a partir de un cierto momento, se puede medir el

coeficiente de difusión.

La medida del valor real del coeficiente de dispersión se realiza en ensayos a escala

natural, cuya duración es grande o que precisan la inyección y bombeo de grandes

volúmenes de agua. Recientemente, el coeficiente de dispersión también se calcula por

métodos geoeléctricos a partir de un trazador electrolito fuerte con concentración

suficiente para modificar la resistividad del medio.

FORMULACIÓN ELEMENTAL DE LOS FENÓMENOS DE DIFUSIÓN Y DISPERSIÓN. RESOLUCIÓN DE LA ECUACIÓN DE LA DISPERSIÓN


51

El problema puede plantearse desde un punto de vista estadístico, con desarrollos

complicados; o más elementalmente admitiendo que en un medio homogéneo e isótropo

con dos líquidos de propiedades similares en régimen laminar, se cumple la Ley de

Fick, tanto para la difusión como para la dispersión. La Ley de Fick establece que el

transporte de masas es proporcional al gradiente de concentración de un líquido en otro.

Para la dispersión, se supone que también se cumple la Ley de Fick con un coeficiente

de dispersión D (F= -Dm·dC/dx); En realidad, puede suponerse que Dm es casi

independiente de la dirección, pero no sucede lo mismo con D, para la que el valor en

dirección transversal es varias veces menor (de 5 a 10) que en dirección longitudinal. La

ecuación diferencial básica que rige el fenómeno es la ecuación de la continuidad, la

cual puede establecerse efectuando el balance de masas en un cubo elemental. Los

sistemas en los que hay variación en el tiempo (régimen transitorio) de la masa disuelta,

se rigen por la segunda Ley de Fick.

La resolución analítica de la ecuación de la dispersión es en general, muy

complicada o imposible, y sólo merece la pena realizarla en algunos casos sencillos. Si

la velocidad media real del flujo es constante, basta con emplear los valores D de la

dispersión, pero si es variable, como suceden en el movimiento radial (hacia o

alejándose de un pozo), es preciso establecer la dependencia entre D y v.

CASOS ESPECIALES

Trazador estable y no retenido

La ecuación de transporte de masa puede no ser válida en las proximidades de la

fuente de soluto, no siendo posible reproducir las concentraciones observadas. Como

consecuencia de la dispersión hidrodinámica, la concentración del soluto disminuye a

medida que aumenta la distancia a la fuente; El contaminante se expandirá más en la

dirección del flujo que en sentido transversal a éste, ya que, en general, la dispersividad

transversal es menor que la longitudinal.

Trazador estable retenido

La situación se complica si el trazador es retenido por el terreno. El agua natural es

desplazada por un agua con trazador, y el medio poroso se pone en contacto con un

fluido con el que no está en equilibrio; se inicia el intercambio de masas por

intercambio iónico o por difusión entre el agua móvil y el agua contenida en los poros

cerrados o semicerrados. Además, según sea el tipo de trazador, éste puede ser

absorbido irreversiblemente o destruido. El resultado, es que las primeras partículas de

trazador son retenidas, y como éstas son las más rápidas, la velocidad media de

movimiento del trazador, disminuye. Cuando el trazador ha pasado, la porción del

mismo intercambiada es devuelta lentamente, alargándose mucho su tiempo de paso por

un punto.

Trazador radiactivo

Es preciso considerar que su cantidad disminuye con el tiempo y es preciso tenerlo

en cuenta en el balance de masas. Si el período es mucho mayor que la duración de la

experiencia, puede prescindirse de correcciones, sin cometer un error aceptable.

Paso de un trazador por un punto. Tiempo de tránsito

Las curvas de paso, son curvas de concentración en función del tiempo. En el caso

de una inyección y un bombeo pueden llamarse curvas de recuperación, y en el caso

de columnas de laboratorio observadas a su salida, curvas de salida. La denominación

curvas de penetración, engloba a todas ellas.

Tiempo de llegada del trazador. Tiempo de tránsito


52

En la mayoría de las aplicaciones de los trazadores, interesa poder deducir de las

curvas de penetración el tiempo de tránsito, es decir, el tiempo medio empleado por el

agua desde un instante dado (momento de introducción del trazador) hasta el punto de

observación. De las ecuaciones de las curvas de penetración, puede deducirse que el

valor medio del tiempo de tránsito para las partículas del trazador coincide con el

tiempo medio de tránsito del agua si aquél no es retenido ni se desintegra.

FLUJO MULTIFASE

El movimiento de líquidos inmiscibles en medios porosos saturados ha sido

estudiado desde hace dos o tres décadas en relación con la tecnología del petróleo. Estos

líquidos suelen ser designados como líquidos de fase no acuosa (NAPL1), que a su vez,

suelen distinguirse según sean más o menos densos en el agua (DNAPL y LNAPL).

Entre los ligeros están las gasolinas y el fuel-oil y entre los densos, los hidrocarburos

clorurados.

Índice de saturación

Fracción de todo el espacio de poros ocupados por un fluido. La suma de los índices

de saturación de todos los líquidos presentes en un medio poroso, incluyendo el aire, es

igual a 1.

Tensión superficial y mojabilidad

La tensión superficial es la cantidad de trabajo necesario para separar un área unidad

de una sustancia de otras (dinas/cm). Los acuíferos son mojados por el agua porque

contienen agua antes que cualquier NAPL sea descargado sobre ellos. La zona vadosa

puede ser mojada por agua o por petróleo dependiendo de si el suelo está húmedo o seco

cuando el petróleo es descargado.

Presión capilar

Cuando dos líquidos inmiscibles están en contacto se tiende a formar una superficie

curva en la interfase. La presión en cada uno de los fluidos es distinta a uno y otro lado

de la interfase. Esa diferencia es lo que se llama presión o tensión capilar.

El drenaje es el proceso por el cual la fase no mojante desplaza del medio poroso a la

fase mojante. Es un proceso forzado (no espontáneo), pues las fuezas capilares tienden a

retener la fase mojante dentro de la estructura capilar. A medida que el fluido mojante

disminuye, la presión capilar se hace más negativa. Al final se llega a un punto en el

cual, el índice de saturación no disminuye, es decir, aunque pase más fluido no mojante,

no disminuye la cantidad de fluido mojante; es lo que se llama saturación irreducible. Es

el grado de saturación tal que el fluido existente en el medio poroso queda retenido por

él sin que sea posible su circulación. Después el fluido no mojante se desplaza forzado

por el fluido mojante; el resultado es la curva descendente o de imbibición que no

coincide con la curva ascendente o de drenaje. Esto se da cuando en el medio se infiltra

agua de nuevo, la cual tenderá a saturar el medio poroso desplazando al NAPL. La

imbibición es el proceso espontáneo de desplazamiento con una fase mojante, de la fase

no mojante. Estamos ante un caso clásico de histéresis, en el cual las cruvas de ascenso

y de descenso no coinciden (diferentes recorridos de ida y de vuelta). Es interesante

hacer notar que el fluido no mojante no va a ser totalmente desplazado sino que también

quedará una saturación residual. La presión inicial es lo que se suele llamar presión de

imbibición, desplazamiento, burbujeo o valor de entrada de aire. Esto quiere decir que el

valor inicial de la presión del fluido no mojante (por ejemplo, el aire) debe ser superior

a la presión inicial para que comience el desplazamiento del fluido mojante.

Permeabilidad relativa


53

Durante el flujo simultáneo de dos fluidos no miscibles, el espacio de poros que

permite el flujo de un fluido es menor, ya que parte de los poros están ocupados por el

otro fluido. Cada fluido circula por una parte de la sección de los poros que atraviesan,

puesto que la sección del poro ha de ser compartida por ambos.

Ley de Darcy en fluidos multifase

Se aplica independientemente a cada fluido. El movimiento de los NAPL en los

acuíferos se rige por las mismas leyes que el agua subterránea, teniendo en cuenta que la

conductividad hidráulica varía al variar la densidad y la viscosidad de la fase líquida que

circula. Hay que tener en cuenta cómo varía la permeabilidad relativa y que con los

cambios de densidad entre los fluidos el proceso se complica. En general, hay que

trabajar con potenciales por unidad de masa y no por unidad de peso, como suele

hacerse en hidrogeología clásica o con un único fluido.

Migración de líquidos en fase no acuosa (LNAPL) Cuando un LNAPL se derrama desde la superficie, migra verticalmente a través de la

zona vadosa bajo la influencia de la gravedad y de las fuerzas capilares, como lo hace el

agua. La zona vadosa estará mojada por el agua, y el LNAPL será la fase que no moja.

Si es poca cantidad de LNAPL vertido, puede quedar retenido por el suelo por la

saturación irreducible. Si hay suficiente cantidad, continuará descendiendo hasta

alcanzar la zona capilar; al tratarse de una fase líquida menos densa que el agua, tenderá

a acumularse por encima de esta zona. El cuerpo que se forma presenta una base con

forma de lente convexa y su techo suele coincidir con el de la zona capilar preexistente;

Este cuerpo se mueve según el gradiente hidráulico (pendiente de la superficie freática)

y la conductividad hidráulica correspondiente al LNAPL. Algunos componentes de los

LNAPL pueden ser solubles en agua, por ejemplo los BTEX (benceno, tolueno,

etilbenceno y xileno), con lo que pueden pasar disueltos al agua subterránea y se

mueven con ella sujetos a las mismas leyes.

También hay que considerar la volatilidad de los compuestos orgánicos. La gasolina,

por ejemplo, contiene 200 diferentes compuestos orgánicos; algunos tienden a

evaporarse, pero otros, como el benceno, tienden a disolverse.

Migración de líquidos densos en fase no acuosa (DNAPL) Una vez que se supera la saturación residual, se mueve hacia abajo, principalmente a

través de los poros grandes, pues los pequeños están ocupados por agua. Cuando el

DNAPL llega a la franja capilar, como su densidad es mayor, tiende a desplazar el agua

que rellena prácticamente todos los poros; de esta manera, el DNAPL continua su

descenso vertical. Lo mismo ocurre con la zona saturada y el DNAPL continuará

descendiendo hasta alcanzar el fondo impermeable del acuífero, donde se acumulará; A

partir de ahí se mueve a favor de la pendiente del muro del acuífero; Su movimiento

puede ser por tanto, contrario al del flujo de las aguas subterráneas y puede quedar

retenido en zonas deprimidas de dichas superficie.

Al igual que los LNAPL, parte de los DNAPL pueden volatilizarse y quedar

retenidos en la zona vadosa contaminándola; También en parte, pueden disolverse en el

agua y pasar a formar parte del flujo subterráneo.

METODOLOGÍA DE INVESTIGACIÓN

La investigación se puede dividir en dos fases:

• Fase de investigación preliminar: Caracterización desde el punto de vista

geológico e hidrogeológico, así como la identificación de los focos potenciales

de contaminación, las infraestructuras existentes que puedan afectarlos, y las

áreas con mayor riesgo potencial o vulnerabilidad a la contaminación. El área a


54

considerar en la investigación preliminar no debe circunscribirse a la zona

concreta del emplazamiento que se estudia; por el contrario, debe abarcar su

entorno para permitir una visión de conjunto de los diferentes factores que

pueden afectar al funcionamiento hidrogeológico de la zona y, por tanto, a la

migración de los posibles contaminantes. Se debe recopilar información

(cartografía, fotografías aéreas, documentación geológica, documentación

hidrogeológica, características de la instalación y su funcionamiento), analizar

dicha información (columnas geológicas de sondeos, datos sobre la posición de

la superficie freática y su evolución temporal, datos sobre el espesor de la zona

vadosa, datos sobre la calidad de las aguas), reconocimiento de campo

(reconocimiento y cartografía de los focos potenciales de contaminación, de los

indicios de posibles derrames accidentales o sistemáticos conocidos, revisión de

la cartografía geológica e hidrogeológica, revisión y actualización del inventario

de puntos de agua, prospección de vapores orgánicos en lazona vadosa en las

investigaciones de contaminación por hidrocarburos), informe preliminar

(características de la instalación, encuadre geológico, encuadre hidrogeológico,

prospección de componentes orgánicos volátiles, vulnerabilidad del sistema de

aguas subterráneas, objetivos concretos y alcance de la investigación a realizar

en la segunda etapa de investigación, programa de perforación, características

técnicas de los sondeos, programa de muestreo, estimación de costes y plazo de

ejecución del programa propuesto).

• Cuantificación de la contaminación: Se trata de definir la extensión, tanto

superficial, como en profundidad, de la contaminación, caracterizándola y

cuantificándola. La metodología de trabajo está basada en la perforación, toma

de muestras sólidas y líquidas y el control de los parámetros geológicos e

hidrogeológicos de la zona. En la campaña de perforación, hay que reconocer

las características geológicas de detalle del emplazamiento y tomar muestras

destinadas a la caracterización geológica del área y a la evaluación de la

contaminación. El emplazamiento de los sondeos está condicionado por los

objetivos definidos para cada uno de ellos (reconocimiento geológico,

reconocimiento hidrogeológico y toma de muestras para evaluar la

contaminación). El método de perforación más adecuado es el de rotación con

extracción de testigo continuo, aunque también se puede hacer mediante

rotación con barrena helicoidal; hay que reducir el empleo de lodos y la

inyección de agua, y anotar en detalle el volumen de agua utilizado, su

conductividad, pH, potencial redox y oxígeno disuelto, características del lodo

empleado y los aditivos añadidos al mismo; Después de cada maniobra, debe

limpiarse bien el portatestigos con vapor de agua, para evitar impregnar las

muestras con los contaminantes que pudiese haber en las zonas más

superficiales; al finalizar la perforación, también debe limpiarse bien todo el

varillaje; Debe llevarse un control de las características organolépticas (olor y

color) de los materiales atravesados y mediciones de componentes orgánicos

volátiles; Deben tomarse muestras sólidas en zonas con presencia de

contaminación mediante testigos inalterados. En los ensayos hidráulicos, una

vez limpio el pozo y dejado estabilizar su nivel, se comprueba la posible

existencia de una fase de hidrocarburos libres, midiéndose su espesor y haciendo

un muestreo en primer lugar; posteriormente, se toman las muestras de agua, con

bomba de muestreo o posible su agitación y aireación; Los ensayos hidráulicos

tienen por objeto la obtención de datos hidrogeológicos del terreno para evaluar

las posibilidades de migración de la contaminación, analizar su posible


55

evolución y planificar la forma más adecuada para la recuperación de los

vertidos; se pueden realizar mediante ensayos de bombeo o mediante slug test;

antes de planificarlos, hay que tener en cuenta la posible alteración de las

condiciones de flujo en el entorno del sondeo afectando a la propagación de la

contaminación y a la representatividad de las muestras de agua que se tomen; en

el caso de los ensayos de bombeo debe preverse el destino del agua

potencialmente contaminada que se extraiga. Finalmente, se hará una

evaluación de los resultados.

Hidroquímica y Contaminación

Documents

Transcript of Hidroquímica y Contaminación