1. La composición química de las aguas subterráneas
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1. Composición química de las aguas subterráneas naturales 1.1. Conceptos elementales 1.2. Substancias disueltas en el agua subterránea natural Principales constituyentes químicos 1.2.1. Constituyentes mayoritarios 1.2.2. Algunos constituyentes minoritarios 1.2.3. Características físico-químicas 1.3. Incorporación de los constituyentes a las aguas subterráneas 1.3.1. Ambitos de incorporación 1.3.2. Mecanismos de incorporación de solutos al agua subterránea 1.3.3. Fenómenos modificadores de la composición del agua subterránea 1.4. Presentación gráfica de análisis químicos 1.5. Clasificación de aguas 1. LA COMPOSICION QUIMICA DE LAS AGUAS SUBTERRANEAS NATURALES 1.1. CONCEPTOS ELEMENTALES La c o m p o s i c i ó n d e un agua puede contemplarse desde diferentes p u n t o s d e vista: q u í m i c o . bacteriológico. isotópico. etc En l o q u e s i g u e s e hará referencia exclusiva a la c o m p o s i c i ó n química entendiendo p o r tal el c o n j u n t o d e substancias (generalmente inorgánicas) incorporadas al agua p o r procesos naturales Las substancias orgánicas disueltas en agua, aunque frecuentes. aparecen en concentraciones p o r lo c o m ú n m u c h o menores q u e los constituyentes inorgánicos. La c o m p o s i c i ó n química d e l agua subterránea natural se define a partir de los análisis d e muestras recogidas adecuadamente y se cuantifica p o r m e d i o de la c o n c e n t r a c i ó n d e cada constituyente analizado. A u n q u e son más d e 60 los constituyentes y propiedades d e l agua subterránea natural q u e pueden encontrarse cuantificados e n análisis químicos. p o r lo general y e n estudios convencionales, sólo se determinan entre 1 O y 20 parámetros fundamentales. La i n c o r p o r a c i ó n de los constituyentes al agua. en variedad y concentraciones diferentes. es posible d e b i d o a su elevado p o d e r disolvente y a sus propiedades de c o m b i n a c i ó n . Esta i n c o r p o r a c i ó n de substancias al agua comienza incluso antes de q u e se i n c o r p o r e al sistema d e f l u j o subterráneo p r o p i o de cada acuífero. Gases, aerosoles. polvo y sales diversas. presentes e n la atmósfera, reaccionan c o n el agua m a r c a n d o e l primer esbozodel q u i m i s m o d e l agua de infiltración Una vez infiltrada -con unas características químicas definidas. originadas en la atmósfera o e n la superficie d e l terreno p o r evapotranspiración- el agua puede sufrir modificaciones drásticas en su c o m p o s i c i ó n c o m o consecuencia de u n c o n j u n t o de interacciones físicas. químicas y biológicas complejas c o n el medio. Los factores q u e c o n d i c i o n a n entonces la c o m p o s i c i ó n del agua subterránea natural s o n múltiples. Entre ellos cabe citar: naturaleza y disposición espacial de los materiales c o n los q u e el agua entra e n contacto, superficie y d u r a c i ó n del contacto, temperatura. presión. existencia de gases. g r a d o de saturación del agua en relación c o n las distintas substancias incorporables. etc etc A u n q u e la c o m p o s i c i ó n media del agua subterránea suele considerarse invariable e n u n acuifero o p o r c i ó n del m i s m o . n o debe olvidarse q u e las interacciones agua-medio, q u e determinan dicha composición. s o n procesos dinámicos q u e se desarrollan, a r i t m o diverso. t a n t o e n el espacio c o m o e n el t i e m p o . En consecuencia. la c o m p o s i c i ó n d e l agua subterránea natural debe contemplarse c o n la perspectiva de su posible variación espacio-temporal. Una c o m p o s i c i ó n 17 quimica concreta p o r lo tanto no queda completamente definida si no se refiere a u n lugar y m o m e n t o determinados C o m o consecuencia de su c o m p o s i c i o n y d e acciones naturalesexternas el agua presenta una serie de caracteristicasfisicoquimicas q u e j u n t o c o n sus constituyentes seanalizan e n los parrafos q u e siguen 1.2. SUBSTANCIAS DISUELTAS EN EL A G U A SUBTERRANEA NATURAL PRINCIPALES CONSTITUYENTES QUIMICOS. A pesar d e la gran variabilidad de los elementos presentes en el agua subterránea y d e l a d e s u s concentraciones. éstos han sido clasificados. completando la clasificación d e Freeze and Cherry ( 1 9 7 9 ) . p o r su frecuencia d e aparición y valor de concentración decrecientes. e n : - Constituyentes mayoritarios o fundamentales Aniones: (HCO; +Coa). Cl-, SO,=. NO.; Cationes: Ca". M g " . Na'. K '. NH,' Otros: Coi. O,. Si04H, o Si02 - Constituyentes minoritarios o secundarios Aniones: F-, S=.SH-. Br; .1 N O ,PO,'. E 0 3 Cationes. M n " . Fe". Li'. S r " . Z n " . Constituyentes t r a z a Al"'. Ti',. C o " . Cu". Pb++. N i " . Cr", etc Debe tenerse en cuenta. sin embargo. q u e en condiciones particulares u n constituyente minoritario puede alcanzar rangos d e concentración q u e permitan incluirlo dentro d e los mayoritarios En un agua natural d u l c e estos constituyentes aparecen p o r l o general e n f o r m a iónica (sales casi totalmente disociadas) C o n m e n o r frecuencia se presentan en forma molecular. parcialmente disociadas o c o m o iones complejos de sustancias orgánicas o iiiorganicas A continuación se hac.e una breve exposición de la características principales d e los constituyentes más significativos. 1.2.1. Constituyentes mayoritarios * A n h i d r i d o carbónico (CO, ), Bicarbonatos (HCO;) y Carbonatos (CO,=) E l anidrido carbónico disuelto en agua y los diversos compuestos q u e f o r m a en ella juegan u n papel importantisimo en la química del agua. E l anhídrido carbónico se disuelve en el agua en f u n c i ó n de su presión parcial [PC021 Una parte permanece en disolución en f o r m a d e g a s mientras otra reacciona c o n el agua para dar ácido carbónico (H,CO,) q u e se disocia parcialmente para dar iones carbonato y bicarbonato. E! CO, disuelto e n agua procede fundamentalmente de l a zona edáfica (respiración d e organismos y descomposición d e la materia orgánica) en la q u e alcanza presiones parciales del o r d e n de 1 O-' a 10-3 bar. (0,0003 bar e n la atmósfera exterior) La disolución d e calizas y dolomias. potenciada p o r el aporte d e CO,y/o ácidos orgánicos o inorgánicos. es otra de las fuentes principales d e carbonatos y bicarbonatos. A u n q u e c o n velocidades d e i n c o r p o r a c i ó n al agua m u c h o menores, la hidrolisis de silicatos es o t r o de los mecanismos q u e da lugar a la formación de estos iones. 18 En aguas c o n pH inferior a 8.3 -la rnayoria de las aguas subterráneas naturales- la especie carbonatada d o m i n a n t e es el i ó n bicarbonato, En estas aguas la concentración d e H C 0 3 - suele variar entre 5 0 y 400 m g / l aunque puede alcanzar valores de hasta 800 m g / l . Concentraciones d e hasta 1 O00 m g / l . de H C O j pueden encontrarse en aguas pobres e n Ca" y M g " o en las q u e se p r o d u c e n fenómenos de liberación de C 0 2 (P.e. r e d u c c i ó n de sulfatos) en el acuifero En el c u a d r o siguiente se esquematizan las formas e n q u e puede encontrarse el COZ q u e se disuelve e n agua. FORMAS DE C 0 2 DISUELTO EN AGUA C0,TOTAL 1 CO, f (libre) C 0 2 (combinado) * COI agresivo (CO,) quilibrante ( H 2 C 0 3 ) ........... .. . . . í COZ s e m i c o m b i n a d o (HCO;) COZ c o m b i n a d o (CO,=) Cloruros (U) Si se exceptúan las evaporitas y rocas de origen marino. las rocas p o r lo c o m ú n presentan escasa p r o p o r c i ó n d e cloruros Sin embargo, dada la elevada solubilidad de sus sales. estos pasan rápidamente a la fase acuosa p u d i e n d o alcanzar concentraciones m u y altas. El agua de l l u v i a p i i e d e s e r una fuente i m p o r t a n t e d e i o n Cl-, especialmenteen zonas próximas a la costa. La concentración d e C l - e n el agua d e lluvia disminuye rápidamente tierra adentro. El i ó n C l - n o f o r m a sales d e baja solubilidad, no se oxida ni se r e d u c e en aguas naturales. no es adsorbido significativamente ni entra a formar parte de procesos bioquímicos. lo q u e le da un carácter de trazador casi ideal. La concentración de C l - e n aguas subterráneas es muyvariable, desde m e n o s de 1 O m g í l a más de 2 . 0 0 0 ó 3.000 m g / l . En salmueras naturales, próximas a la saturación de NaCI. puede llegar a casi 2 0 0 . 0 0 0 m g / l (Hem. 1 9 7 1 ) . E l agua de mar contiene alrededor d e 20.000 m g í l d e CI: El r a n g o de concentración usual en las aguas naturales subterráneas españolas se mantiene p o r debajo d e los 1 0 0 mg/l. encontrándose los valores m á s frecuentes entre 20 y 60 m g / l . " Sulfatos (SO:) E l i ó n sulfato procede del lavado d e terrenos formados en ambiente marino. de la oxidación d e sulfuros q u e se encuentran ampliamente distribuidos en rocas igneas y sedimentarias. d e la descomposición d e substancias orgánicas. etc. S i n embargo. la d i s o l u c i ó n deyeso(CaS0, 2 H 2 0 ) y anhidrita (CaSO,) y otros tipos de sulfatos dispersos e n el terreno, representa frecuentemente el aporte cuantitativamente m á s significativo de este i ó n a las aguas subterráneas. El c o m p o r t a m i e n t o del i ó n SO: puede desviarse significativamente del teórico predecible e n base a los principios d e su disolución. por su tendencia a formar iones complejos c o n Na' y C a X y a incorporarse a procesos biológicos, El i ó n sulfato está sometido a procesos d e r e d u c c i ó n especialmente en presencia de bacterias y d e materia orgánica. En ambientes reductores. a p H menor q u e 7, la f o r m a reducida estable es el H,S mientras q u e en soluciones alcalinas predomina el i ó n HS-. La mayoría de las aguas subterráneas sulfurosas presentan contenidos apreciables d e H S - ó H2S que. incluso a Concentración m u y baja. confieren a l agua el típico olor a huevos p o d r i d o s . 19 En aguas dulces la concentración normal de SO: puede variar entre 2 y 1 5 0 m g / l . En aguas salinas. asociado al Ca", puede llegar a 5 . 0 0 0 m g / l : asociado c o n M g " y Na'. en salmueras. puede alcanzar hasta 200 000 mg/l. * lones Nitrato (NO; !, Nitrito (NO; ) y A m o n i o (NH: 1 Los compuestos nitrogenados presentes en las aguas naturales están intimamente relacionados c o n el ciclo del nitrógeno. La mayor parte del nitrógeno aparece en forma gaseosa e n la atmósfera ( 7 8 % en volumen!. en f o r m a oxidada constituye una relativamente importante fracción e n los suelos y sustancias orgánicas (teiidos de animales o vegetales q u e lo extraen de la atmósfera para su metabolismo) En las rocas. sin embargo. sólo se presenta c o m o elemento minoritario. El nitrógeno puede aparecer e n f o r m a d e NH3. NH; y, p o r oxidación. estas formas reducidas p u e d e n transformarse en N, (gas) y, finalmente. e n NO; q u e es l a f o r m a más usual y estable en q u e el n i t r ó g e n o se presenta en las aguas subterráneas. Los procesos de oxidación-reducción de las especies nitrogenadas en el agua están influenciados p o r fenómenos biológicos y, en consecuencia. los p r o d u c t o s finales dependerán del número y t i p o de organismos q u e intervengan e n ellos Generalmente el NH,', o el amoniaco libre. NH3. aparecen sólo c o m o trazas en aguas subterráneas naturales, aumentando su concentración c u a n d o el m e d i o es fuertemente reductor. Este c o m p u e s t o es el p r o d u c t o final de la r e d u c c i ó n d e sustancias orgánicas o inorgánicas nitrogenadas q u e naturalmente s e incorporan al agua subterránea D a d o q u e la presencia de a m o n i o favorece l a multiplicación microbiana su detección en cantidad significativa e n el agua se considera c o m o indicacion de contaminación reciente probable. E l i ó n nitrito (NO; ) puede estar presente en las aguas bien c o m o consecuencia de l a oxidación del N H 3 0 c o m o resultado de la reducción. microbiana o no, de los nitratos Su presencia en el agua ha d e considerarse c o m o u n indicio f u n d a d o de una posible contaminación reciente (dada su inestabilidad) y, tal vez. d e l a impotabilidad del agua debida a la toxicidad d e e s t e ión. consecuencia de su acción metahemoglobizante o hipotensiva. N o obstante. l a sola presencia de NO; y NH; en el agua subterránea n o debe ser considerada c o m o resultado d e u n a c o n t a m i n a c i ó n sin analizar l a s posibles causas d e s u presencia d a d o q u e e n u n acuifero las c o n d i c i o n e s de oxidación n o s o n siempre favorables y estos iones. incorporados de manera natural al acuifero. pueden mantenerse durante cierto t i e m p o en equilibrio c o n su forma oxidada. el NO; Los nitratos p u e d e n estar presentes en l a s aglias subterráneas bien c o m o resultado d e la d i s o l u c i ó n de rocas q u e los contengan. l o q u e o c u r r e raramente, bien p o r la oxidación bacteriana de materia orgánica. Su c o n c e n t r a c i ó n en aguas subterráneas no contaminadas varía ampliamente aunque no suele sobrepasar los 1 0 m g / l . El o r i g e n de los nitratos e n l a s aguas subterráneas n o siempre es claro. S o n relativamente estables pero p u e d e n ser fijados p o r el terreno o ser reducidos a N Z ÓN H i e n ambientes reductores. A m e n u d o s o n indicadores de contaminación alcanzando entonces elevadas concentraciones y presentando. p o r regla general, una estratificación clara c o n p r e d o m i n i o d e las concentraciones más elevadas en la parte superior de los acuiferos libres E l t i p o de c o n t a m i n a c i ó n a q u e es debida su presencia en el agua subterránea está relacionado c o n las actividades urbanas, industriales y ganaderas y m u y frecuentemente, c o n carácter n o puntual. c o n las prácticas de abonados intensivos inadecuados c o n compuestos nitrogenados N03NH4. etc.) (NH,. SO, (NH,Ii. 20 Puesto q u e las plantas sólo pueden aprovechar el nitrógeno en f o r m a d e nitratos. el t i p o de fertilizante aplicado c o n d i c i o n a la p r o p o r c i ó n de nitrógeno utilizable p o r las mismas y, e n consecuencia. la cantidad no aprovechada p o r ellas q u e se infiltra hacia el acuífero. La c o n c e n t r a c i ó n d e nitrato en el agua de infiltración depende, pues, del t i p o defertilizantey. además. de la frecuencia. cantidad y m o d o de aplicación así c o m o del n i t r ó g e n o o r g á n i c o o i n o r g á n i c o ya existente e n el suelo. así c o m o d e su permeabilidad. g r a d o de humedad. etc. E l p r o b l e m a de la c o n t a m i n a c i ó n p o r nitratos, c o m o se señala e n el apartado correspondiente ( 3 . 2 . 2 . )y e n t o d a la segunda parte d e este informe. es de m a g n i t u d creciente e n España y está alcanzando niveles de intensidad y extensión tales q u e se hace imprescindible la puesta e n práctica de medidas efectivas q u e palien la situación y la reduzcan a límites razonables compatibles c o n el desarrollo agrícola d e l país. * Ión Calcio ( C a " ) E l calcio suele ser el c a t i ó n principal e n la mayoría d e las aguas naturales d e b i d o a su amplia d i f u s i ó n e n rocas ígneas. sedimentarlas y metamórficas. En rocas ígneas ap,arece c o m o constituyente esencial de los silicatos. especialmente en el g r u p o de las plagioclasas. En rocas sedimentarias aparece fundamentalmente e n f o r m a de carbonato: CaCO, (calcita y aragonito). C a M g ( C 0 3 ) 2( d o l o m i t a ) o d e sulfato: CaS0,2H20 (yeso) o CaSO, (anhidrita). Los controles de la c o n c e n t r a c i ó n d e Ca" e n el agua subterránea p u e d e n resumirse en tres: equilibrio carbonático. aporte de H ' ( f u n c i ó n del aporte d e COZ) e intercambio iónico. Los d o s primeros, íntimamente relacionados entre si. limitan la c o n c e n t r a c i ó n d e Ca" a la correspondiente a las c o n d i c i o n e s de equilibrio e n f u n c i ó n d e PC02. pH. H C O j , CO; . El i n t e r c a m b i o i ó n i c o entre el Ca" y otros cationes (Na' fundamentalmente), retenidos e n la superficie de minerales c o n los q u e entra e n c o n t a c t o el agua, se potencia notablemente e n terrenos arcillosos d e baja permeabilidad. La c o n c e n t r a c i ó n de Ca" varía ampliamente en las aguas subterráneas. Concentraciones entre 1 0 y 2 5 0 m g / l . s o n f r e c u e n t e s e n aguasdulces m i e n t r a s q u e e n a g u a s d e t e r r e n o s y e s í f e r o s p u e d e n llegar a 600 m g / l . y e n salmueras de CaCI, hasta 50.000 m g / l . * Ión M a g n e s i o ( M g " ) El magnesio. menos abundante q u e el Ca" e n las aguas naturales, procede de la d i s o l u c i ó n de rocas carbonatadas (dolomías y calizas magnesianas). evaporitas y d e la alteración d e Silicatos ferromagnesianos. así c o m o d e agua marina. La solubilidad d e la magnesita ( M g C 0 3 )e n las aguas subterráneas naturales es mayor q u e la d e la calcita (CaCO,) p o r lo que, e n c o n d i c i o n e s normales, el M g C 0 3 no precipita directamente d e la d i s o l u c i ó n d e m o d o que, para u n período dilatado de t i e m p o . puede p r o d u c i r s e cierto g r a d o de sobresaturación respecto a los diferentes carbonatos magnésicos. Los procesos de intercambio i ó n i c o influyen también en las concentraciones d e M g " e n aguas subterráneas. En ellas el M g " es retenido c o n preferencia al C a * en suelos y rocas. En aguas dulces naturales el c o n t e n i d o e n ión Mg" n o suele sobrepasar 40 m g / l . En terrenos calcáreos p u e d e n rebasarse a vaces 1 O0 m g / l . y e n terrenos evaporiticos p u e d e n alcanzarse valores d e 1 .O00m g / l . Ión S o d i o (Na') El sodio es liberado p o r la meteorización d e s i l i c a t o s t i p o a l b i t a ( N a A l S 1 0 ~ 0 ~ ) y l a d i s o l u c i ó n d e rocas sedimentarlas d e origen m a r i n o y depósitos evaporiticos en q u e se presenta fundamentalmente c o m o NaCl. 21 Una fuente importante de Na' la constituyen los aportes de agua marina en regiones costeras. tanto por fenómenos de intrusión en acuíferos costeros como por infiltración del agua de lluvia a la que se incorpora desde el mar. Las sales de Na'son altamente solubles y tienden a permanecer en solución ya que no se producen entre ellas reacciones de precipitación como ocurre en el caso del C a " . Sin embargo, el Na' puede ser adsorbido en arcillas de elevada capacidad de cambio catiónico y puede ser intercambiado por Ca" provocandouna disminución de la dureza de las aguas (ablandamiento natural). La presencia de sodio en cantidades elevadas es muy perjudicial para la agricultura ya que tiende a impermeabilizar los suelos, especialmente en zonas de drenaje deficiente: la presencia de C a " y Mg' atenúa este efecto. La concentración de Na' en aguas naturales es muyvariable. pudiendo alcanzar hasta 1 2 0 . 0 0 0 mg/l. en zonas evaporiticas; sin embargo, raramente sobrepasa 1 O 0 ó 1 5 0 mg/l. en aguas dulces normales. * Ión Potasio (K') Procede de la meteorización de feldespatos y ocasionalmente de la solubilización de dep6sitos de evaporitas. en particular de sales tipo silvina (KCI) o carnalita ( K C I M g CI, 6H20). El potasio tiende a ser fijado irreversiblemente en procesos de formación de arcillas y de adsorción en las superficies de minerales con alta capacidad de intercambio iónico: por ello su concentración en aguas subterráneas naturales es generalmente mucho menor que la del Na' a pesar de que su contenido en las rocas es por lo común ligeramente inferior a la del Nat En aguas subterráneas el contenido K' no suele sobrepasar 10 mg/l. aunque en casos excepcionales pueden alcanzarse 100,000 mg/l. (salmueras). Cantidades de K' por encima de 1 O mg/l. pueden. en ocasiones, ser indicio de contaminación por vertidos de aguas residuales. * Sílice (H,Si04 Ó SiO,) El origen fundamental de la sílice en el agua subterránea debe buscarse en los procesos de hidrolisis de feldespatos y silicatos en general. El cuarzo o la sílice amorfa. por su baja solubilidad fuertemente dependiente de la temperatura, no son fuentes significativas del S i 0 2 del agua subterránea. Aunque la sílice disuelta suele representarse como SiO,. en la mayoría de las aguas naturales aparece como H,SiO, monomérico que no comienza a disociarse hasta valores de pH superiores a 9. siendo su solubilidad prácticamente independiente del pH hasta dicho valor. Por lo general l a concentración de S O 2 en aguas subterráneas sobrepasa 3 - 8 mg/l. (solubilidad del cuarzo a 25°C) pero en ocasiones puede aproximarse a 1 O 0 mg/l. E l valor medio. sin embargo, oscila entre 17 y 25 mg/l. (Davis. 1964, citado en Hem. 1971: Mathess. 1982). valar en concordancia con los comúnmente encontrados en aguas subterráneas españolas. * Oxígeno disuelto La determinación del oxígeno disuelto es práctica cada vez más frecuente en los análisis químicos de agua. Su importancia deriva del hecho de su capacidad de oxidación de diferentes tipos de constituyentes que se encuentran en forma reducida y de modificar, en consecuencia, la solubilidad de los mismos. 22 En ú l t i m o t é r m i n o l a f u e n t e d e o x í g e n o d i s u e l t o e n a g u a s e n c o n t a c t o c o n e l airees laatmósfera. Una fuente indirecta es t a m b i é n el proceso d e fotosíntesis. El c o n t e n i d o en oxígeno disuelto sirve c o m o indicador de las condiciones bioquímicas del agua e n un lugar y m o m e n t o determinado M á s adelante se comentan algunas propiedades del agua en relación c o n el oxígeno disuelto. A u n q u e la convicción generalizada era q u e el oxígeno disuelto se consumía en procesos de oxidación d e materia o r g á n i c a e n la partesuperior de l a z o n a nosaturada, existen evidencias. aún no completamente explicadas. de q u e el c o n t e n i d o en oxígeno disuelto e n aguas subterráneas profundas p u e d e ser notable. La concentración d e O 2 n o r m a l en aguas subterráneas puede llegar incluso a valores de saturación. variables en f u n c i ó n d e la presión y la temperatura ( 1 3 . 3 m g / l . a 1 0 ° C . 7.6 m g / l . a 30°C). Sin embargo las aguas anóxicas son frecuentes. 1.2.2. Algunos constituyentes minoritarios * El i ó n f l u o r u r o (F-) parece estar relacionado c o n la alteración de rocas plutónicas. Su c o n c e n t r a c i ó n raramente sobrepasa 2 m g / l . E l flúor es esencial para la estructura ósea y dental de los animales superiores y el hombre. En contenidos superjoresa 1 m g / l . p u e d e s e r n o c i v o mientras q u e si n o está presente o su c o n c e n t r a c i ó n es ínfima p u e d e n producirse caries. " El i ó n b r o m u r o (Br-) se c o m p o r t a de m o d o similar al Cl-pero es m u c h o m e n o s abundante. En agua d e mar está en concentraciones de 6 5 m g / l . La relación C I ? B r - e s generalmente m u c h o mayor en aguas continentales q u e e n el agua del mar. * E l ión i o d u r o (1. aunque n o suele aparecer más q u e c o m o elemento traza. es esencial para la n u t r i c i ó n humana Su circulación parece estar notablemente influenciada p o r procesos bioquímicos. En agua del m a r su c o n c e n t r a c i ó n es de 0.06 m g / l , * El b o r o (6).a pesar de ser un constituyente minoritario en la mayoría de las aguas. es esencial e n pequeñas cantidades para el crecimiento d e las plantas. En concentraciones excesivas es perjudicial t a n t o e n los suelos c o m o e n las aguas d e riego p u d i e n d o ser t ó x i c o para ciertas plantas e n concentraciones relativamente bajas. Procede de la alteración d e rocas ígneas. gases volcánicos. agua marina -que contiene 4.6 m g / l . de este elemento y desde la q u e puede vaporizarse-. terrenos evaporlticos y d e detergentes. * El fósforo (P) en las aguasnaturales parece encontrarseenformadeortcfosfato (PO43). Al igual q u e el nitrato. es u n nutriente esencial para las plantas pero se encuentra en concentraciones m u c h o menores q u e este, probablemente p o r su acusada tendencia a f o r m a r iones complejos y compuestos d e baja solubilidad c o n u n extenso n ú m e r o de metales y p o r ser adsorbido p o r sedimentos hidrolizados. especialmente minerales de la arcilla. en el suelo. Las principales fuentes d e fosfatos se asocian a la explotación d e rocas igneas o sedimentarlas marinas q u e contienen este elemento. a la industria d e manufacturación de fertilizantes fosfatados, a las aguas residuales de o r i g e n u r b a n o (detergentes) o ganadero, etc. * E l hierro (Fe) es un elemento esencial para el metabolismo de animales y plantas. En aguas subterráneas suele encontrarse en f o r m a d e Fe-aunque puede presentarse c o m o Fet3. FeOH% FeOH'en f u n c i ó n del pH. contenido e n o x í g e n o y d e p e n d i e n d o a m e n u d o d e l c o n t e n i d o d e l agua e n otros elementos (carbonatos. bicarbonatos. sulfatos, etc ) La c o n c e n t r a c i ó n de este elemento e n el agua está controlada p o r procesos d e equilibrio q u í m i c o c o m o oxidación-reducción, precipitación y disolución d e hidróxidos. carbonatos y sulfuros. f o r m a c i ó n d e complejos especialmente c o n materia orgánica y t a m b i é n p o r la actividad metabólica d e animales y plantas. 23 Valores de concentración de hierro entre 1 y 1 O mg/l. pueden ser comunes aunque aguas con pH entre 6 y 8 pueden presentar concentraciones de hasta 5 0 mg/l. cuando los bicarbonatos se encuentran por debajo de 6 1 mg/l. Lo más normal es que se encuentre en concentraciones inferiores a 0.1 mg/l. * E l manganeso ( M n ) es esencial para el metabolismo de las plantas. Aunque suele pensarseque su comportamiento es similar al del hierro. existen notables diferencias. Se puede encontrar en forma de M n " o en forma de complejo ( M n H C o i ) . Por regla general se encuentra en concentraciones inferiores a las del hierro. En cantidades apreciables producesabor desagradable en el agua lo que evita a menudo su ingestión en grandes dosis, que podría afectar al sistema nervioso central. 1.2.3. Características fisícoquírnicas El agua subterránea natural. como consecuencia de su composición química y de acciones naturales externas, presenta una serie de propiedades o características fisicoquímicas: color. turbidez, sabor, temperatura, conductividad eléctrica. dureza, etc ... Estas propiedades varían en el especio y en el tiempo. A continuación se describen las más reoresentativas. 1 .- Temperatura La temperatura del agua subterránea, en un punto y momento determinado, representa un estado de equilibrio entre los "aportes" y las "extracciones" calorificas en ese punto. A efectos prácticos, puede considerarse que en los acuíferos existe una "zona neutra". de temperatura constante. por encima de la cual la influencia térmica más significativa es la de las variaciones diarias o estacionales de la temperatura ambiente. Por debajo de esta zona el factor preponderante es el "gradiente geotérmico" o variación de la temperatura con la profundidad que. en áreas continentales, se considera normal cuando es de 3 " C / 1 0 0 m. La distribución espacial de temperaturas en un acuífero depende de la conductividad térmica e hidráulica del medio, de la relación longitud/profundidad de la cuenca. configuración del nivel freático. distribución de la temperatura ambiente respecto a las zonas de recarga y descarga. etc. En cualquier caso, la temperatura de las aguas subterráneas es muy poco variable. Sin embargo, éste es un parámetro importante en lo que se refiere al control del quimismo de las aguas. en particular cuando entre áreas diferentes del acuífero existen notables diferencias de temperatura que pueden influir en la solubilidad de determinadas substancias P.e. CaCO,. 2.- Conductividad. residuo seco y total de sólidos disueltos Como consecuencia de su contenido iónico. el agua se hace conductora de la electricidad. A medida que la concentración iónica aumenta, aumenta también hasta cierto límite la conductividad ( C ) o capacidad de un agua para conducir la corriente eléctrica. La unidad de medida de conductividad es elpS/cm (microsiemens/cm) o/rmho/cm (micromho/cm). ambas equivalentes. La variación de temperatura modifica notablemente la conductividad. Para disoluciones diluidas se estima que el aumento de temperatura en 1°C se traduce en un aumento de alrededor del 2 % en la conductividad. Se denomina "residuo seco" (RS) a las substanciasque permanecen despuésde la evaporación de un volumen determinado de agua, generalmente un litro, una vez eliminadas las que hubieran estado en suspensión. 24 El total d e sólidos disueltos (TSD) mide el peso de todas las substancias disueltas e n el agua. sean o n o volátiles. A u n q u e residuo seco y total d e sólidos disueltos suelen tomarse c o m o sinónimos. n o son exactamente equivalentes d e b i d o a los procesos d e deshidratación. pérdida de CO,. etc. q u e se p r o d u c e n al calentar el agua, hasta 1 1 0 ° C p o r lo general. para determinar el residuo seco. Diversos factores ( t i p o d e ión, g r a d o d e disociación. movilidad iónica. etc.) determinan q u e n o exista una relación estrecha entre conductividad y TSD Ó RS. En t o d o caso. se h a n propuesto diferentes relaciones d e proporcionaItdadentreestosparámetros.AsíTSD = C . A Ó C = B . RS. e n q u e A varia entre 0.54 y 0.96 y B entre 1 . 1 5 y 1.56: TSD y RS se expresan e n m g / l . Los valores d e c o n d u c i i v i d a d de las aguas subterráneas naturales varian considerablemente, Valores normales e n aguas dulces cscilan entre 1 0 0 y 2 0 0 0 p S / c m : e n Salmueras pueden alcanzarse valores d e 1 O0 O00 p S / c m . 3.- pH Las moléculas de agua se disocian parcialmente s e g ú n : H,O 2 H f + OH reacción para la q u e se c u m p l e q u e siendo K una constante q u e depende d e la temperatura y 11 actividades o fracciones molares q u e realmente intervienen e n la reacción. Ya q u e [H'] y [OH-] son m u y pequeñas e n relación c o n [ H 2 0 1 puede tomarse [H*] [OH-] = KH,o= 10-14 ( a 2 5 ° C ) . S e define p H = -- l o g [H']. E l valor del p H define la acidez d e una agua, siendo para aguas neutras p H = 7. para aguas ácidas p H < 7 y para aguas básicas p H 7. > El p H aumenta c o n el a u m e n t o de temperatura hasta e n u n 8% p o r lo q u e debe referirse a la temperatura de medida in situ. Por regla general el p H de las aguas naturales se mantiene entre 6 . 5 y 8 , aunque excepcionalemente puede variar entre 3 y 1 1 El p H juega u n papel importante en m u c h o s procesos q u i m i c o s y b i o l ó g i c o s de las aguas subterráneas naturales (equilibrio carbonatado. procesos redox. etc.). Es fácilmente alterable p o r lo q u e su determinación debe hacerse e n el m o m e n t o d e la t o m a de muestra. 4 - Alcalinidades TAC v TA La alcalinidad de un agua determina su capacidad para neutralizar ácidos. Esta capacidad debe definirse. pues. para ciertos rangos d e p H . Así la alcalinidad TAC m i d e l a capacidad de neutralización hasta p H = 4.5 y la alcalinidad TA hasta p H = 8.3. En la mayoria de las aguas naturales la alcalinidad está producida prácticamente p o r los iones carbonato y bicarbonato aunque, e n ocasiones. otros ácidos débiles c o m o el silícico. fosfórico. b ó r i c o y ácidos orgánicos pueden contribuir de f o r m a notable al desarrollo de esta propiedad. El valor d e TAC está c o m p r e n d i d o p o r lo c o m ú n entre 1 O0 y 300 m g / l . d e Caco3 mientras el d e TA suele oscilar entre O y 10 mg/l. d e CaCO,. 25 5.- Dureza La dureza de u n agua mide la capacidad de ésta para c o n s u m i r j a b ó n o p r o d u c i r incrustaciones. A u n q u e e n la reacción c o n j a b ó n para producir compuestos insolubles pueden intervenir Ca. M g . Fe. M n . Cu. Ea. Zn. etc. actualmente la dureza se define e n términos d e c o n t e n i d o en Ca y M g (dureza total). M e n o s ulilizados s o n los términos dureza p e r m a n e n t e y d u r e z a temporal q u e representan la parte d e la dureza asociada al C I - y SO.,= y la parte asociada a las especies carbónicas. respectivamente. Al igual q u e el TA y el TAC la dureza suele expresarse b i e n e n m g / l de CaCO, bien e n grados franceses ("F). [ 1 F = 1 O m g / l de CaCO,]. aunque esta última u n i d a d va cayendo e n desuso. La dureza d e las aguas subterráneas naturales varía generalmente entre 10 y 300 m g i l de CaCO, p u d i e n d o llegar a 2000 o más. Las aguas duras son. p o r lo general, incrustantes e n tanto q u e las blandas suelen ser agresivas. 6.- Demanda química de oxígeno (DQO) y demanda bioquímica d e oxígeno (DBO) La demanda química d e oxígeno mide la capacidad d e u n agua para c o n s u m i r oxidantes e n procesos químicos (materia orgánica oxidable. Fe", M n " . NH:. etc.). En aguas naturales el valor usual d e DQO varía desde 1 a 1 5 m g i l . La demanda bioquímica de oxígeno es la cantidad de oxígeno precisa para eliminar. p o r procesos biológicos aerobios. la materia orgánica contenida en u n agua. Suele referirse a un p e r i o d o d e cinco días. En aguas subterráneas por lo general la DBO, suele ser inferior a 1 m g i l d e 02.En los paises anglosajones la demanda bioquímica de oxígeno suele denominarse demanda biológica d e oxígeno. 1.3. INCORPORACION DE LOS CONSTITUYENTES A LAS AGUAS SUBTERRANEAS 1.3.1. Ambitos de incorporación Dentro del c i c l o h i d r o l ó g i c o p u e d e n distinguirse. a grandes rasgos. tres sistemas o á m b i t o s e n q u e el agua adquiere y ve m o d i f i c a d o su q u i m i s m o : atmósfera. zona n o saturada y zona saturada. La atmósfera está constituida p o r gases (N2, 02.vapor d e agua. Coi. etc.). aerosoles. polvo atmosférico y sales d e diversa procedencia q u e reaccionan c o n el agua d e lluvia. principal fuente de recarga d e los acuíferos. c o n f i g u r a n d o ya el q u i m i s m o del agua de infiltración. En áreas n o contaminadas el agua d e lluvia presenta p o r lo general sólo una d é b i l mineralización y una ligera o moderada acidez (pH entre 5 y 6). carácter o x i d a n t e y g r a n c a p a c i d a d . en consecuencia. de alterar los materiales c o n lo o u e entre e n contacto. Situación geográfica. clima. actividad biológica. t i p o de suelo. etc.. c o n d i c i o n a n la c o m p o s i c i ó n q u l m i c a del agua de lluvia, tanto e n lo q u e se refiere al t i p o de constituyentes c o m o a las concentraciones d e éstos. En la zona n o saturada, durante el proceso de infiltración hasta alcanzar el nivel freático. el q u i m i s m o del agua sufre modificaciones radicales c o m o c o n s e c u e n c i a de las n u e v a s c o n d i c i o n e s a q u e el agua está sometida. Entre ellas cabe citar: - Concentración p o r evapotranspiración 26 - Contacto c o n materiales d e acusada capacidad d e cesión d e elementos solubles al agua al ser hidrolizados. - Capacidad del suelo para generar gran cantidad d e ácidos ( H 2 C 0 3 , ácidos húmicos. etc.) - Capacidad d e la zona edáfica para c o n s u m i r el oxígeno disuelto e n el agua e n la oxidación d e la materia orgánica. - Intercambio d e gases entre el aire del suelo y el aire exterior Tanto si el balance entre precipitación y evapotraspiración es positivo c o m o negativo. el agua q u e se incorpora a la zona saturada presenta. p o r efecto de la evapotranspiración. mayor salinidad q u e el agua d e precipitación. La capacidad d e l suelo para generar ácidos deriva fundamentalmente de la reacción entre el agua y el Coi. p r o d u c i d o e n la oxidación d e la materia orgánica. respiración vegetal y microbiana. reacciones anaerobias de r e d u c c i ó n d e sulfatos o nitratos. etc. La reacción d e l C 0 2 ( P c o 2=1 O-3 1 O-lbar) c o n el agua p r o d u c e ácido c a r b ó n i c o (HZCO3)q u e es c o n s u m i d o e n reacciones d e ataque a diversos minerales: calcita, albita. etc., mientras haya aporte c o n t i n u o de COZ. Todos estos fenómenos m o d i f i c a n notablemente la c o m p o s i c i ó n del agua de lluvia q u e llega a adquirir. e n la zona edáfica y n o saturada, su configuración casi definitiva (Schoeller. 1 9 6 3 . Custodio y Llamas, 1 9 7 6 ) . Una vez alcanzada la zona saturada. el agua subterránea se incorpora al sistema d e f l u j o p r o p i o d e cada acuífero realizando recorridos m u y variables e n f u n c i ó n d e las características d e cada uno d e ellos. El c o n j u n t o d e materiales p o r los q u e circula el agua y c o n los q u e interacciona constituye el tercer sistema e n q u e el agua adquiere o modifica su quimismo. La c o m p o s i c i ó n de la roca, a u n q u e m u y importante e n este sentido. no es determinante e n la mineralización d e l agua subterránea. Pureza, textura, porosidad, g r a d o de fisuración. estructura regional así c o m o presión. temperatura, t i e m p o d e permanencia y de c o n t a c t o agua-roca. secuencia e n q u e el agua atraviesa determinados minerales. fenómenos modificadores. etc.. p u e d e n tener una influencia decisiva e n la adquisición y evolución del q u i m i s m o . El t i p o de f l u j o tiene una notable transcendencia e n la mineralización del agua subterránea. Aguas c o n largos recorridos suelen presentar, e n igualdad d e otras circunstancias. una mayor mineralización q u e aguas d e corta circulación. Aguas recogidas e n la zona de recarga d e un acuífero suelen tener m e n o s sólidos disueltos q u e u n agua d e circulación p r o f u n d a y menos. también. q u e el agua d e descarga d e l m i s m o acuífero. 1.3.2. Mecanismos de incorporación de solutos al agua subterránea La i n c o r p o r a c i ó n d e solutos al agua está ligada estrechamente a la meteorización d e los materiales d e la corteza terrestre. Esta i n c o r p o r a c i ó n puede realizarse d e f o r m a inmediata. p o r d i s o l u c i ó n d e sales directamente solubles, o tras una serie d e transformaciones químico-biológicas m e v i a s a la solubilización. Cuando un electrolito se disuelve e n agua las moléculas d e ésta c h o c a n contra las del c o m p u e s t o arrancando iones de la r e d cristalina que. a causa d e su carga, se u n e n a las moléculas polarizadas del agua. Si no existe intercambio de reactantes o p r o d u c t o s d e reacción c o n el exterior. se p r o d u c e una i n c o r p o r a c i ó n de iones desde el sólido a la fase líquida y un retorno desde la d i s o l u c i ó n a la superficie del sólido hasta q u e las velocidades e n los d o s sentidos se igualan. C u a n d o se alcanza esta igualdad el sistema llega a la c o n d i c i ó n de equilibrio: a partir d e ese m o m e n t o el sistema n o estaría sometido. d e m o d o natural, a c a m b i o s de c o m p o s i c i ó n química. 27 Aunque en general un sistema acuífero no puede ser considerado, en rigor, un sistema cerrado. partes o subsistemas del mismo reúnen a menudo las condiciones suficientes para poder ser considerados como tales y para que en ellos sean aplicables las leyes del equilibrio químico. En contraposición con las substancias directamente solubles. otras muchas lo son en muy pequeño grado y han de ser transformadas química o biológicamente antes de ser solubilizadas. Entre los procesos de transformación (alteración o meteorización química) los más significativos son: - Hidratación o incorporación del agua a la red cristalina de los minerales para formar hidratos. El ejemplo típico es la transformación de la anhidrita (Caso4). compacta y relativamente poco soluble. en yeso ( C a s o 4 . 2H20). más soluble. - Hidrolisis o descomposición de minerales baja la acción de H'y OH- procedentes de la descomposición del agua. Un ejemplo característico es la ionización de silicatos, relativamente insolubles, que conduce a la solubilización de Na', K: Ca". Si04H4etc.. así como a la formación de minerales de la arcilla. El proceso depende de la disponibilidad de H'. tipo de catión existente en la red, área expuesta a l ataque. etc.. yes más rápidoe intenso a bajo pH y elevada temperatura. - Oxidación-reducción. Numerosos elementos poseen diversos estados de oxidación a los que van ligadas propiedades características de cambios de solubilidad en el momento de formar compuestos. Reacciones en que se producen cambios en el estado de oxidación pueden facilitar. entonces. la solubilización de diferentes elementos. Reacciones de este tipo son las de oxidación de sulfuros. reducción de sulfatos, oxidación-reducción de hierro y manganeso. procesos de nitrificación. etc. Aunque los conocimientos sobre el particular son escasos. parece fuera de duda que las bacterias son los agentes catalizadores de gran número de reacciones redox. - Variación del pH. Estas variaciones desemperian un papel importante en procesos de solubilización de diversas substancias a través de su influencia sobre las condiciones de hidrolisis, procesos redox. fenómenos de adsorción. etc. La disolución de carbonatos y la hidrolisis de silicatos. así como la formación de iones complejos que puede traducirse en marcadas variaciones de solubilidad. están controladas por el rango de pH en que estos procesos se desarrollan. - Acciones biológicas. Su interés en el proceso de alteración previo a la puesta en solución de algunos elementos procede de su capacidad de provocar algunas reacciones a través de cambios de pH. de intervenir como catalizadores disminuyendo la energía de activación de reacciones redox. etc. Tanto estos mecanismos como los procesos de modificación del quimismo que se describen a continuación pueden tener lugar en diferentes zonas del acuifero. dependiendo su efectividad de las condiciones locales específicas. 1.3.3. Fenómenos modificadores de la composición del agua Subterránea Una vez incorporados los constituyentes a l agua subterránea ésta adquiere una configuración composicional determinada que. sin embargo, n o se mantiene invariable durante el recorrido del agua. El grado de modificación de la composición depende del tipo e intensidad de los procesos a que el agua esté sometida. de la posible simultaneidad de los mismos y. más frecuentemente. del orden de actuación de aquéllos en el espacio y en el tiempo. Los fenómenos modificadores más frecuentes se describen brevemente a continuación: 28 - Intercambio i ó n i c o o proceso p o r el q u e algunas substancias cambian iones p o r los existentes e n el agua. Está íntimamente relacionado c o n procesos de adsorción en arcillas. ciertos óxidos. substancias orgánicas, etc. La capacidad de c a m b i o d e una substancia se expresa e n miliequivalentes de iones intercambiados p o r cada 100 g de substancia seca. Cuando se trata d e cationes c o n la misma Valencia existe u n orden de preferencia e n la a d s o r c i ó n siendo: Cs' Ba" > Rb' > > K' > Na' > Li' Sr" > Ca" > Mg" En general. los cationes divalentes s o n más fuertemente adsorbidos q u e los monovalentes. Los procesos d e intercambio pueden coadyuvar al ablandamiento natural d e las aguas ( d i s m i n u c i ó n de C a " y Mg" ). - Concentración. El a u m e n t o d e c o n c e n t r a c i ó n puede p r o d u c i r s e t a n t o p o r d i s o l u c i ó n c o m o p o r hidrolisis. hasta q u e se alcance el p r o d u c t o d e solubilidad de la sal correspondiente Puede producirse también p o r evapotranspiración o enfriamiento y p o r ósmosis. El efecto d e la evaporación puede ser m u y c o m p l e j o y c o n d u c i r a quimismos m u y diferentes e n f u n c i ó n de la c o m p o s i c i ó n inicial y de las concentraciones relativas de los elementos disueltos, Los efectos d e evaporación y enfriamiento sólo son significativos e n acuíferossomerosy. especialmente. e n las zonas d e recarga y / o descarga de acuíferos e n áreas de clima relativamente árido. - Reducción. En el apartado anterior ya se hizo referencia a los procesos redox. U n o d e los más típicos es la r e d u c c i ó n d e sulfatos a S=. S Ó S20,en ambiente reductor b a j o a c c i ó n d e bacterias (Sporovibrio desulfuricans. etc.) c o n c o n s u m o de O, y p r o d u c c i ó n de C 0 2 . En aguas q u e h a n s u f r i d o r e d u c c i ó n d e sulfatos se p r o d u c e una acusada d i s m i n u c i ó n del c o n t e n i d o en ión SO: Otro ejemplo típico es la r e d u c c i ó n d e nitratos a N 2 o NH,' - Temperatura. La temperatura es un parámetro q u e afecta notablemente a la solubilidad de diferentes sales e n el sentido de a u m e n t o d e solubilidad c o n el a u m e n t o de temoeratura. La calcita y la dolomita. en c a m b i o . presentan mayor solubilidad a m e n o r temperatura. lo q u e puede tener repercusiones e n el q u i m i s m o del agua subterránea p o r la influencia del gradiente g e o t é r m i c o e n acuíferos en q u e se p r o d u c e n flujos d e largo r e c o r r i d o a profundidades grandes. - Mezclas. Una situación frecuente en la dinámica de las aguas subterráneas es la d e mezcla d e aguas c o n diferente contenido iónico. El efecto de i ó n c o m ú n puede c o n d u c i r entonces a la precipitación d e ciertas sales c o m o el CaCO, s i se mezcla un agua c o n c o n c e n t r a c i ó n en CO; y Ca" a saturación c o n otra q u e haya disuelto yeso (SO;y Ca" ). Mezclas de aguas e n equilibrio c o n la calcita pero c o n diferente presión parcial d e C 0 2 pueden p r o d u c i r efectos similares. - O r d e n secuencia1 d e interacción. M e d i o d e sedimentación. estructura. geometría, c a m b i o s d e facies e n el acuífero. etc.. determinan una secuencia de materiales d e c o m p o s i c i ó n definida c o n los q u e el agua entra e n c o n t a c t o A lo largo del flujo. el agua puede encontrar una secuencia mineralógica completa q u e da o r i g e n a una c o m p o s i c i ó n del agua determinada. Si la Secuencia fuera la inversa la c o m p o s i c i ó n final del agua subterránea sería. posiblemente. m u y distinta. En ciertas condiciones la secuencia: suelo orgánico superficial -calcita -yeso -arenisca -arcilla ( m o n t m o r i l l o n i t a sódica) puede proporcionar (Freere a n d Cherry. 1 9 7 9 ) concentraciones finales e n Na'de 7 2 5 m g / l . e n C a " d e 2 0 m g / l y pH de 6 . 7 mientras la secuencia suelo o r g á n i c o arenisca arcilla ( m o n t m o r i l l o n i t a sódica) calcita - y e s o daría. e n las mismas condiciones. 3.9 m g / l d e Na'. 600 m g / l de Ca" y p H de 8.9. - - - D e lo expuesto c o n anterioridad se d e d u c e claramente q u e la c o m p o s i c i ó n d e las aguas 29 subterráneas naturales representa una situación dinámica cambiante e n el espacio y e n el t i e m p o cuya interpretación ha d e realizarse teniendo e n cuenta la posible interacción d e los procesos y f e n ó m e n o s citados anteriormente sobre una base geológica e hidrogeológica lo más completa posible. 1.4. REPRESENTACION GRAFICA DE ANALlSlS QUlMlCOS U n aspecto importante e n los estudios de aguas subterráneases la compilaciónypresentación de los datos d e c o m p o s i c i ó n y características químicas para obtener una visualización s i m p l e y lo más completa posible d e las mismas. En este sentido las técnicas de representación gráfica d e los análisis químicos s o n las más usuales. S o n múltiples los diagramas desarrollados c o n este f i n : diagramas columnares. triangulares. circulares. poligonales. columnares logarítmicos. etc. etc. Cada uno presenta ventajas y limitaciones específicas. A c o n t i n u a c i ó n se describen algunos de e l l o s : A - Diagrama de Piper-HiIl-Langeliei Se trata de u n diagrama triangular c o m p u e s t o . Está constituido (Fig. 1 ) p o r d o s triángulos equiláteros -en q u e se representa, respectivamente, la c o m p o s i c i ó n aniónica y catiónica del agua d e q u e se trate- y u n c a m p o central romboidal e n q u e se representa la c o m p o s i c i ó n del agua d e d u c i d a a partir d e aniones y cationes. Es necesario reducir las concentraciones d e los iones. expresadas e n miliequivalentes/litro a %. y sólo se p u e d e n reunir e n cada triángulo tres aniones y/o tres cationes. A cada vértice le corresponde el 100% d e u n a n i ó n o catión. C o m o aniones se suelen representar: H C O j Na'+ K': Ca" y Mg". + COZ , SO; y CI- + N O 3 , c o m o cationes: A cada c o m p o s i c i ó n aniónica o catiónica le corresponde un p u n t o e n cada triángulo. Para obtenerlo basta trazar p o r el p u n t o q u e representa el porcentaje d e cada ión, una paralela al lado opuesto al vértice q u e representa el 100%de d i c h o ión. En l a f i g . 1 se representa el caso d e un agua HC03 potablecon45%CaH. 20%Mg" y35%Na'(PuntoB)y15%CIiZO%SOn'y65%deCO; (Punto 6 ) . La intersección d e d o s paralelas a los extremos exteriores del c a m p o r o m b o i d a l p o r estos p u n t o s B. determinan. e n el r o m b o , el p u n t o B representativo de la c o m p o s i c i ó n tónica global del agua. El p u n t o A correspondería al agua d e l mar. + En este t i p o de diagramas n o se representan concentraciones absolutas. Si se quiere tenerlas e n cuenta se puede asociar a cada p u n t o representativo de u n análisis una cifra q u e indique la conductividad. residuo seco, o un círculo d e radio p r o p o r c i o n a l a esas magnitudes o bien u n listado adjunto. Frente a este inconveniente y la imposibilidad de representar más de tres iones p o r triángulo, estos diagramas permiten reflejar mezclas d e aguas. precipitaciones. disoluciones. procesos de intercambio tónico, así c o m o representar varias muestras. B - Diagrama d e Stiff m o d i f i c a d o Consiste e n tomar. sobre semirrectas paralelas. segmentos proporcionales a la c o n c e n t r a c i ó n d e cada i ó n ( m e q / i ) y unir los extremos para formar, así. u n polígono. A u n q u e la disposición d e los 30 -- LE - SiN O 11V3 S3NOINV 13 1% ++O3 A % iones en cada semirrecta es opcional. suele utilizarse la que se presenta en lafig. 2. Esta disposición permite apreciar rápidamdnte los valores de las relaciones iónicas con respecto a la unidad y la variación de la relaciones entre cationes o entre aniones. La forma de cada polígono orienta sobre el tipo de agua y su tamaño da una idea relativa del contenido iónico total del agua e. indirectamente. de la conductividad. 1.5. CIASlFlCAClON DE AGUAS La gran variedad de componentes y características fisicoquímicas del agua natural exige su clasificación en grupos para tener una información breve y sencilla sobre la composición química del agua de que se trate y de los aspectos de la misma. A menudo estas clasificaciones tienen aplicaciones prácticas inmediatas aunque su finalidad es, simplemente. la de agrupación de aguas que presentan características comunes. Por otra parte algunas de las clasificaciones (aguas blandas o duras P.e.) son relativas. especialmente cuando se utilizan con un fin práctico. Así un agua dura en el litoral mediterráneo español puede ser considerada muy dura en las zonas del interior. Los criterios que se utilizan para la clasificación geoquímica de las aguas son múltiples y a menudo complicados. Citaremos los más sencillos y los más frecuentemente utilizados en este informe. A - CLASIFICACION POR EL RESIDUO SECO: Tipo de agua 1. 2. 3 4. B - CLASIFICACION Agua dulce Agua salobre Agua salada Salmuera Residuo seco (mg/l) O - 2 O00 (a veces hasta 3 000) Hasta 5 O00 (a veces hasta 10000) Hasta 40 O00 (a veces hasta 1 O0 000) Hasta la saturación POR LA DUREZA: Dureza ( mg / l CaCO,) Tipo de agua 1. 2. 3. 4. C - CLASIFICACION Agua Agua Agua Agua blanda moderadamente dura dura muy dura O - 60 61 - 120 121 - 180 180 > POR LOS IONES DOMINANTES Los Criterios en este caso son múltiples y alguna de las clasificaciones resultantes, engorrosa y de poca aplicabilidad. En general. suele nombrarse el agua por el anión o catión que sobrepasa el 50% de sus sumas respectivas. En caso de que ninguno supere el 50% se nombran los dos más abundantes. Si conviene se puede añadir el nombre de algún ión menor de interés y que esté en concentración anormalmente alta. Esta clasificación por iones dominantes se adapta bien a su representación en diagramas triangulares. En la figura 3 se presenta una clasificación simplificada de este tipo 32 Y/O MAGNESICAS CALCICAS Y/O INTERMEDIDS o/orCo'*+ IMERMEDIOS <(N%+K+I ilHCO;+CO:l %7CI- 4 Y = meq/l Fip 3.- TIPOS DE AGUAS DEDUCIDOS DE UN DIAGRAMA DE PIPER-HILL-LANGELIER 33
