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UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY
DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
       DISPERSION DE CONTAMINANTES EN CUERPOS RECEPTORES
                      (AGUAS SUBTERRÁNEAS)

                                                           INDICE
1     INTRODUCCIÓN

2     CONCEPTOS DE GEOHIDROLOGÍA: AGUAS SUBTERRÁNEAS
    2.1      PARÁMETROS HIDRÁULICOS FORMACIONALES: PROPIEDADES ELEMENTALES DE LOS
    SUELOS
    2.2      PROPIEDADES DEL SUELO Y MOVIMIENTO DEL AGUA SUBTERRÁNEA
       2.2.1    Horizontes del suelo
       2.2.2    Distribución del agua en el perfil del terreno
       2.2.3    Contenido en agua del suelo
       2.2.4    Movimiento del agua en el terreno y conductividad hidráulica
       2.2.5    Déficit de humedad del suelo.
       2.2.6    Tipos de Acuíferos
       2.2.7    Reservas de agua
       2.2.8    Parámetros de Producción de agua de un acuífero
       2.2.9    Flujo de agua subterránea
         2.2.9.1     Generalidades
         2.2.9.2     Flujo en un Medio Saturado
         2.2.9.3     Flujo en Acuífero No Confinado
         2.2.9.4     Características del Flujo en Acuíferos Confinados
    2.3      HIDRÁULICA DE CAPTACIONES: FUNDAMENTOS
       2.3.1    Tipos de captaciones
       2.3.2    Cono de descensos de un acuífero por bombeo
       2.3.3    Cono de descensos en acuíferos confinados
       2.3.4    Régimen permanente y variable
       2.3.5    Formas del cono según las características del acuífero
       2.3.6    Fórmulas que expresan la forma del cono de descensos
         2.3.6.1     Supuestos Básicos
         2.3.6.2     Ecuaciones de un Pozo en Régimen permanente
         2.3.6.3     Ensayos de bombeo
         2.3.6.4     Determinación de Conductividad K con pozo en régimen estacionario
3     CONTAMINACIÓN DEL AGUA SUBTERRANEA
    3.1        INTRODUCCIÓN
    3.2        TIPOS DE CONTAMINANTES Y SUS FUENTES DE EMISION
       3.2.1      Problemas de calidad del agua subterránea natural
       3.2.2      Actividades potencialmente contaminantes
       3.2.3      Otras actividades urbanas e industriales contaminantes
       3.2.4      Accidentes ambientales
       3.2.5      Guías de calidad del agua potable en relación con las aguas subterráneas
    3.3        CONTAMINACIÓN DE LA ZONA NO SATURADA
       3.3.1      Química
       3.3.2      Generalidades
       3.3.3      Comportamiento de los contaminantes más comunes
    3.4        CONTAMINACIÓN DE LA ZONA SATURADA
       3.4.1      Introducción
       3.4.2      Contaminación Puntual
       3.4.3      Contaminación Difusa
       3.4.4      Propagación
    3.5        INFLUENCIA DE LA HIDRODINÁMICA DEL MEDIO
4   VULNERABILIDAD DEL AGUA SUBTERRÁNEA A LA CONTAMINACIÓN: UN ELEMENTO
HIDROGEOLÓGICO DE RIESGO
    4.1      FACTORES HIDROGEOLÓGICOS
       4.1.1    Influencia de los subsuelos.
       4.1.2    Influencia del tipo de permeabilidad.
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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
       4.1.3    Importancia de la zona no saturada.
       4.1.4    Vulnerabilidad y trazado en mapas.
    4.2      RIESGO DE CONTAMINACIÓN
       4.2.1    Clasificación litológica simplificada de formaciones geológicas en términos de riesgo relativo de
       contaminación de aguas subterráneas
       4.2.2    Clase de contaminante
       4.2.3    Intensidad de la contaminación
       4.2.4    Modo de disposición en el subsuelo
       4.2.5    Tiempo de aplicación de la carga contaminante
    4.3      METODOS PARA DETERMINAR INDICES DE VULNERABILIDAD
       4.3.1    Método semicuantitativo (vulnerabilidad relativa)
       4.3.2    Método DRASTIC
       4.3.3    Método GOD
       4.3.4    Otros Métodos
    4.4      CLASIFICACIÓN REGIONAL DE VULNERABILIDAD A CONTAMINACIÓN
5   IDENTIFICACIÓN DE LA CONTAMINACIÓN CON HIDROCARBUROS EN EL SUELO Y EL AGUA
SUBTERRÁNEA

6     RESTAURACION DE ACUIFEROS
    6.1        CONTENCIÓN DE LOS CONTAMINANTES EN EL LUGAR.
       6.1.1      Pared de mezcla
       6.1.2      Pared de cemento
       6.1.3      Geomembranas
       6.1.4      Sellado superficial
       6.1.5      Control hidrodinámico
    6.2        REMOCIÓN DE CONTAMINANTES.
       6.2.1      Bombeo
       6.2.2      Sistemas de intercepción
       6.2.3      Venteo de suelos
       6.2.4      Excavaciones
    6.3        TRATAMIENTO DE CONTAMINANTES “IN SITU"
       6.3.1      Degradación química
       6.3.2      Biorremediación
    6.4        ATENUACIÓN DEL RIESGO POR CONTROLES INSTITUCIONALES.
       6.4.1      Monitoreo
       6.4.2      Manejo del recurso
7     MODELIZACIÓN DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS
    7.1      MODELIZACIÓN DEL FLUJO EN AGUAS SUBTERRÁNEAS.
    7.2      TRANSPORTE DE CONTAMINANTES EN ZONA SATURADA Y NO SATURADA
       7.2.1    Advección
       7.2.2    Dispersión hidrodinámica
       7.2.3    Cálculo de tiempo de llegada de un contaminante a un pozo
       7.2.4    Caso de contaminación por hidrocarburos
    7.3      MODELACIÓN DEL TRANSPORTE DE CONTAMINANTES
       7.3.1    Modelos Dispersivos
       7.3.2    Procesos de retardo
       7.3.3    Ejemplos de Modelación




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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS

1         INTRODUCCIÓN

Para analizar el comportamiento de los contaminantes presentes en las aguas es necesario
disponer de conocimientos básicos sobre los recursos hídricos, para lo cual se deben conocer las
siguientes disciplinas:

Hidrología: Ciencia que trata de las aguas de la tierra, su presencia, circulación y distribución, sus
propiedades físico químicas y su relación con el medio, incluyendo la relación con los seres vivos.

Geohidrología: Rama de la hidrología que trata del origen, ocurrencia, movimiento y
características físicas, químicas y biológicas de las aguas subterráneas y del medio en el cual
yacen, teniendo en cuanta las modificaciones introducidas por el hombre. Suelen incluirse estados
de aguas superficiales y de la zona intermedia no saturada, relacionados con el agua subterránea.

Hidrogeología: Capítulo de la geohidrología que estudia las propiedades de las rocas o
sedimentos en el sentido de su capacidad de transmitir y alojar aguas.

Hidráulica fluvial y marítima: Especialidad que trata del movimiento de las aguas superficiales.

A continuación se presentarán algunos elementos fundamentales de las disciplinas relacionadas
con el agua subterránea, y en otra parte del curso se tratarán las aguas superficiales.

El ciclo hidrológico engloba los diversos procesos que sigue el agua desde que penetra a la
atmósfera, debido a la evaporación, en su mayor parte de los océanos, pero también de los lagos,
ríos, suelo mojado y la transpiración de las plantas, como se ilustra en la Figura N° 1.1.




                               Figura N° 1.1 Componentes del ciclo hidrológico


Una vez que el agua ha penetrado la superficie, comienza su viaje hacia descendente

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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
Las aguas infiltradas no evaporadas son conducidas hacia el medio subterráneo. Inicialmente
atraviesa la zona no saturada, donde los poros (espacios vacíos) existentes entre las partículas
del suelo contienen tierra, humedad y aire (3 fases diferentes). El agua puede abandonar esta
zona y alcanzar la zona saturada, o bien permanecer en forma de humedad del suelo para luego
ser devuelta a la atmósfera por medio de la vegetación, o por acción animal, en un proceso
denominado evapotranspiración.




Cuando el agua alcanza la zona saturada, va fluyendo desde áreas de alta carga hidráulica a
otras de baja carga. Los estratos o capas del subsuelo que facilitan el movimiento de las aguas se
denominan acuíferos. Una vez incorporada al acuífero, se desplaza a través de los poros de los
materiales subterráneos y puede reaparecer en superficie en aquellas zonas de niveles inferiores
a los de recarga, descargando naturalmente en forma de manantiales o alimentando directamente
al cauce, manteniendo el caudal de estiaje de los ríos. De esta forma, las escorrentías
superficiales y las descargas subterráneas completan el ciclo hidrológico en los océanos, y
posteriormente lo recomienzan en la atmósfera.

El tiempo que necesita una partícula para pasar a través de una o varias fases del ciclo cubre un
amplio espectro: desde unas pocas horas a meses o, incluso, siglos.

Los siguientes gráficos esquematizan los procesos principales de migración de contaminantes en
el ciclo hidrológico.




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                                            Ciclo Hidrogeoquímico




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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS

2         CONCEPTOS DE GEOHIDROLOGÍA: AGUAS SUBTERRÁNEAS

2.1       PARÁMETROS HIDRÁULICOS FORMACIONALES: PROPIEDADES
          ELEMENTALES DE LOS SUELOS

Propiedades elementales de los suelos en relación con la infiltración son:
• Densidad de la masa
• Densidad de las partículas
• Porosidad
• Contenido de agua en volumen
• Grado de saturación

Densidad de la masa. La densidad de la masa o densidad seca (bulk dry density) del suelo es
                        Md
                 ρb =
                        Vt
Dónde
Md = masa seca de un volumen de suelo (secado a 105ºC durante > 16h)
Vt = volumen total (original sin secar)

Los valores típicos de ρb son 0,7 kg/m3 para turbas 1 hasta 1,7 kg/m3 para arenas o barros. Las
arcillas tienen típicamente alrededor de 1,1 kg/m3.

Densidad de partículas. La densidad de partículas ρm es
                   M
              ρm = d
                   Vd
Dónde:
Vd = volumen seco (sin aire, sin agua)

Los valores típicos para ρm son de 2,645 kg/m3 para la mayoría de los suelos.

Porosidad. La porosidad Φ es la proporción en volumen de espacio de poros
                      Va + V w     ρ
                 Φ=            = 1− b
                        Vs         ρm
Dónde:
Va = volumen de aire
Vw = volumen de agua
Vs = volumen de sólidos

Los valores de porosidad varían desde unos 35 a 45% para arenas finas hasta 50 a 55% para
arcillas, y para las turbas alcanza alrededor de 80%.

La Figura N° 2.1.1. muestra la variación de la porosidad con el tipo de roca. La Tabla 2.1.1
muestra los valores típicos de la porosidad, para diferentes tipos de materiales. La porosidad
efectiva o eficaz se define como el porcentaje de espacio de poros interconectado, que permite la
inter-circulación de agua entre los mismos.




1
  Acumulación de residuos vegetales en el suelo. Normalmente es un combustible fósil generado por la acumulación de
estos residuos en sitios pantanosos, contiene un 60% de carbono, es de color pardo y tiene bajo poder calorífico.
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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS




Figura N° 2.1.1 Relación entre la textura y la porosidad de las rocas (adaptado de Meinzer, 1923; Domenico
                                              y Schwartz, 1990).


                              Material                   Intervalo de Porosidad
                                                                   (%)
                              Piedra machacada                     > 30
                              Grava gruesa                        24-36
                              Grava fina                          25-38
                              Arena gruesa                        31-46
                              Arena fina                          26-53
                              Lodo                                34-61
                              Arcilla                             36-60
                              Piedra arenisca                      5-30
                              Caliza                               5-50
                              Pizarra                              0-10
                              Basalto                              3-35
                              Depósito glacial                     ≈32
                              Turba                                ≈92

    Tabla N° 2.1.1 Valores de porosidad para diferentes materiales. Adaptado de Johnson, 1962, 1967.
Contenido de agua en volumen. El contenido de agua θ es

                      Vw M húmedo − M sec o
                 θ=      =
                      Vs      ρ wVs

Esta es una propiedad importante del suelo y varía de 0 (cuando está seco) a saturación
(alrededor del 40% arenas) y como veremos varía en el espacio y el tiempo. Existen métodos para
determinar la humedad de campo en suelos, como la sonda de neutrones, la sonda de
capacitancia de humedad de suelos o la reflectometría en el dominio del tiempo (Shaw, 1944).

Grado de saturación. El grado de saturación s es la proporción de agua contenida en los poros y
es una medida de la “humedad” del suelo.

                        Vw      θ
                 s=           =
                      Va + V w Φ

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2.2       PROPIEDADES DEL SUELO Y MOVIMIENTO DEL AGUA SUBTERRÁNEA

2.2.1 Horizontes del suelo
El agua subterránea, aunque es inmensa en volumen, también es casi estática con un movimiento
muy lento en la dirección horizontal. El nivel de la capa freática; en cambio, sube y baja
verticalmente, dependiendo del clima y del tipo de suelo. Los suelos tienen un papel importante en
lo que le sucede a la precipitación, ya que en la matriz del suelo se pueden acumular grandes
volúmenes de agua o nada en absoluto, dependiendo de la textura, porosidad, estructura,
conductividad hidráulica del suelo, y humedad existente en el mismo. El agua dulce que se
mantiene como humedad en el suelo es casi diez veces mayor que el agua dulce existente en los
ríos (ver Tabla 1.1).

La Figura N° 2.2.1 muestra un perfil vertical idealizado a través de una serie de capas de suelo. La
capa superior normalmente es de vegetación de hierba, cosechas o árboles, pero puede ser suelo
en bruto. Debajo de ésta, se encuentra la capa de residuos, más fácilmente identificable en zonas
boscosas y compuesta de hojas muertas, cortezas y otros restos descompuestos. Debajo de ésta
última aparece el suelo propiamente dicho que se describe en horizontes o capas. El superior u
horizonte A en suelos minerales normalmente es terroso y rico en humus. Esta capa corresponde
a suelo superficial (a veces llamado el suelo superior). Es la parte del suelo en que la materia viva
es más abundante y en que hay más cantidad de materia orgánica.

Al estar próxima a la superficie, queda más lixiviada 2 por la lluvia que las capas inferiores. El nivel
medio u horizonte B a menudo llamado subsuelo, se compone principalmente del material original
subyacente, aunque el mismo está bien entrelazado con raíces y microorganismos. Al estar entre
los horizontes A y C, tiene algo de las propiedades de ambos con menos organismos vivos que A
pero más que C. En comparación con el horizonte A, el horizonte B tiene un contenido mayor de
óxidos de hierro y aluminio, humus o arcilla que en parte han sido lixiviados desde el horizonte A.
El horizonte C más abajo es material de roca no consolidado y compuesto de una amplia gama de
piedras y partículas de diversos tamaños. Por debajo del horizonte C está la roca madre
consolidada. La profundidad de cada capa varía de milímetros a metros.




                       Figura N° 2.2.1 Sección de suelo idealizada (adaptada de Hillei, 1980)



2
  Acción erosiva del agua de lluvia, que consiste en arrastrar las partículas sueltas de suelo o residuos orgánicos e
inorgánicos, a niveles más inferiores.
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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS

En hidrología subterránea, hay dos zonas distintas por encima del lecho de roca que pueden
contener y transmitir agua. Estas son: la zona superior insaturada y la zona inferior saturada.
Aparecen mostradas en la Figura Nº 2.2.2.

El movimiento de agua en la zona insaturada es más complejo que el de la zona saturada. En este
último, el parámetro clave es la conductividad hidráulica o la velocidad de movimiento del agua.
Ésta se puede medir fácilmente y tiende a ser razonablemente constante. Sin embargo, en la zona
insaturada la conductividad hidráulica puede variar en órdenes de magnitud dentro de un campo
dependiendo fundamentalmente del grado de saturación y del estado actual de succión del suelo.




                     Figura N° 2.2.2 Zona insaturada/saturada (adaptado de Bras,1990)


2.2.2 Distribución del agua en el perfil del terreno

Una vez que el agua penetra la superficie del suelo, se distribuye dentro del perfil en función de
ciertos parámetros físicos como ser gravedad, capilaridad, tensión superficial, etc. Las diferencias
en dicha distribución dan origen a distintas zonas:

1) Zona de aireación: a partir de la superficie se divide en:

-   Franja edáfica: en los poros del material se encuentra aire y lo que se denomina agua del
    suelo. Aquí el agua se mueve por gravedad y tensión superficial, teniendo gran importancia la
    evaporación y transpiración vegetal.

-   Franja intermedia: está parcialmente saturada ya que todavía hay aire en los poros, pero
    menos que en la franja edáfica. El agua solo se mueve por gravedad sin influencia de la
    superficie.

-   Franja capilar: el agua se mueve por capilaridad, alimentada por los niveles inferiores
    totalmente saturados.

2) Zona de saturación: los poros del subsuelo están ocupados por agua, no hay aire. El
movimiento del agua está regido por la gravedad y no solo se verifican movimientos verticales sino
que también se evidencia un flujo horizontal, casi inexistente en la zona de aireación.

La profundidad a la que se encuentran las distintas zonas varía en los períodos secos y húmedos,
en función de la recarga de agua.

El límite entre la zona de aireación y la de saturación constituye el nivel freático.



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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS




2.2.3 Contenido en agua del suelo

La humedad del suelo es un fenómeno complejo bien descrito pero pobremente cuantificado.
Todos los terrenos tendrán un máximo en la humedad del suelo cuando están saturados.
Análogamente, si están en una situación extrema de déficit de humedad, su grado de humedad
será el más bajo (no cero). En cualquier momento, el estado de humedad del terreno variará
desde cerca de cero al máximo. Por tanto es una acción dinámica y responde a los antecedentes
en las condiciones de humedad del suelo, a la lluvia caída y al efecto del calor solar. Es muy fácil
cuantificar, en un perfil vertical de un terreno, los diferentes niveles de humedad del suelo (por
ejemplo, el porcentaje de contenido de humedad). Sin embargo, por razón de la continua actividad
por debajo y por encima de la superficie, los flujos de humedad de un horizonte a otro no son
constantes. En épocas de lluvia, el movimiento de agua en la columna de suelo será hacia abajo
debido a la gravedad o hacia arriba en dirección al nivel superior de agua por capilaridad.
Después de las lluvias, el aire puede ser expulsado de los poros en la zona insaturada mediante
presión hidrostática para permitir que el agua de infiltración ocupe los poros. En tiempos de
sequía, la dirección del movimiento de agua será hacia arriba en dirección a la superficie del
terreno por capilaridad desde el agua subterránea.

Resumiendo, el destino del agua caída en la lluvia depende en gran medida de los siguientes
factores:
• Zona climática
• Características del suelo
• Antecedentes en las condiciones de humedad del suelo

Con respecto al agua del suelo, ocupa tres fases diferentes en una matriz de suelo:
• Agua de poros
• Agua higroscópica o adsorbida
• Agua absorbida

La figura Nº 2.2.3 presenta un esquema del agua en el suelo.



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                        Figura N° 2.2.3 Agua en el suelo (adaptado de Weismer, 1970)


El agua de poros es con mucho el mayor volumen de agua en el suelo, y el más fácil de expulsar.
El agua higroscópica se adsorbe (adherida en la superficie de la partícula de cada grano) y se
mantiene allí por las fuerzas de tensión superficial.

El agua absorbida (en el interior en cada grano) requiere la eliminación del agua de poro y del
agua higroscópica antes de que se pueda secar. Los suelos arenosos tienen grandes poros y se
pueden secar fácilmente. Sin embargo, las partículas de arcilla tienen poros pequeños (aunque
una mayor porosidad que la arena) y pequeñas partículas con una intensa actividad higroscópica
y se requieren grandes fuerzas de succión para romper las fuerzas higroscópicas de tensión
superficial.

El fenómeno de la succión en el suelo se ilustra colocando una gota de agua sobre una partícula
de suelo seco. El agua es atraída rápidamente hacia el suelo hasta que se satura y entonces se
adhiere una capa fina al perímetro de los granos de suelo. Esta película higroscópica se mantiene
con intensas fuerzas de tensión superficial. Estas fuerzas se expresan en bares, es decir que 1
bar es la presión equivalente a 10,23 m de altura de columna de agua.

La capacidad de campo y el punto de sequedad (marchitamiento o agostamiento) son parámetros
adicionales de humedad de suelo muy utilizados en estudios de suelo agrícola. Después de que el
suelo se ha saturado y el exceso de agua se ha drenado, el suelo queda en capacidad de campo.
La vegetación extrae humedad del terreno hasta que no puede más. En este punto se produce el
agostamiento y el contenido de humedad se conoce como el punto de sequedad. La Figura Nº
2.2.4 muestra una relación general entre la humedad y la textura del suelo.




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       Figura N° 2.2.4 Relación general entre las características de humedad del suelo y su textura.


2.2.4 Movimiento del agua en el terreno y conductividad hidráulica
El movimiento del agua tiene lugar en el terreno bajo tres condiciones distintas:

- Flujo saturado
- Flujo no saturado
- Flujo en fase vapor

Todo el movimiento de agua bajo la capa freática es del tipo de flujo saturado. Desde una
perspectiva bidimensional, el movimiento de agua puede ser en vertical hacia abajo o lateralmente
como interflujo. La velocidad de movimiento depende de la conductividad hidráulica del terreno. El
flujo no saturado tiene lugar en respuesta a la gravedad o gradiente de humedad. Una vez que
existe capacidad de campo, la acción capilar extrae el agua hacia arriba en dirección a las raíces y
la vegetación.

Después del humedecimiento de los suelos, el agua fluye hacia abajo debido a la gravedad. El
mecanismo del movimiento del agua en flujo insaturado es de poro a poro. Puede existir agua en
fase vapor en los poros de un terreno y ser extraída hacia arriba al evaporarse. La velocidad de
movimiento depende del gradiente de temperatura, la humedad relativa, el tamaño de poro y su
continuidad, así como la cantidad de agua disponible. Por eso es tan importante hacerse a la idea
de la evaporación también desde las profundidades de una columna de suelo.

El agua se mueve en los ríos debido a la pendiente o gradiente en su superficie libre. Mientras
más pronunciada sea la pendiente más rápido fluye el agua. Como las superficies de los lagos
tienen poca pendiente, el agua fluye lentamente. En los suelos y acuíferos, el agua también fluye
si tiene un gradiente, aunque varios ordenes de magnitud más lentamente que en el flujo de un
río. Este gradiente se llama gradiente hidráulico. En los ríos, el agua siempre fluye de forma
prácticamente horizontal (supuesto flujo unidimensional). Sin embargo, bajo la superficie del
terreno, el agua puede fluir en dirección x, y o z (vertical). La forma en que el agua fluye en el
terreno depende del tipo de suelo y de su estado actual de humedad. Por ejemplo, en verano, una
matriz de suelo arenoso se puede secar, y si cae lluvia, ésta se moverá en vertical hacia abajo a
través del suelo para ayudar a llenar los poros del terreno con agua. En cambio, si el estado de
humedad está próximo al de capacidad de campo, entonces la principal dirección de movimiento
del agua puede ser la horizontal. Esta dirección es habitualmente a lo largo del gradiente de la
línea de superficie de agua, que puede seguir la pendiente topográfica. La velocidad a la que se
mueve el agua se llama conductividad hidráulica. Es fácil evaluar el comportamiento del flujo en
un medio poroso saturado. Éste es el caso habitual en los acuíferos. Sin embargo, hay veces en
que el estado del terreno también es insaturado. Puede haber aún movimiento de agua en el
terreno, pero puede estar restringido debido a la excesiva succión del suelo.

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La ley de Darcy establece que:                     q = − Ki = K
                                                                  dz
Dónde:
q = el flujo de Darcy, m3/m2.s
i = el gradiente hidráulico, dh/dz, m/m
K = la conductividad hidráulica, m/s

Normalmente h es la altura en relación a un nivel de referencia, pero para flujo no saturado la
altura total es
               h = ψ+z
Dónde:
ψ = la altura de succión.

La altura de succión, responsable de mantener el agua sobre la superficie de las partículas sólidas
en flujo no saturado, llega a ser significativa en medida que la humedad del suelo disminuye. La
variación de la conductividad hidráulica a lo largo de la columna de suelo aparecen en el ejemplo
de la figura Nº 2.2.5 en función del contenido de humedad. La succión del suelo o la tensión del
suelo se mide mediante tensiómetros en campo.




Figura N° 2.2.5 Ejemplo de variación de la altura de succión de suelo ψ y la conductividad hidráulica K con
                el contenido de humedad θ para una arcilla (adaptado de Raudkivi, 1979)


2.2.5 Déficit de humedad del suelo.

El déficit de humedad del suelo (Soil Moisture Déficit: SMD) es un término utilizado habitualmente
en ingeniería agrícola. Cuando la humedad del terreno está por debajo de la capacidad de campo,
se dice que tiene déficit de humedad de suelo. Cuando está saturado no hay déficit de humedad
de suelo. El SMD es un parámetro cuantificable y está relacionado con la magnitud de la lluvia,
grado de humedad en el suelo y evapotranspiración. Una cuenca pierde agua a tasas mayores o
menores que la evapotranspiración potencial (PE), dependiendo de si la humedad del suelo
está por encima o por debajo de la capacidad de campo. La evapotranspiración real (ET) es
menor que PE cuando la vegetación no puede extraer agua desde el terreno. Después de la lluvia
(si el suelo está saturado), no podrá absorber más agua, así que se producirá la escorrentía. El
terreno en este caso continuará «cediendo» agua a la vegetación hasta que se llegue a un estado
temporal de equilibrio, cuando ET=PE, es decir, que quede en la capacidad de campo. En este
punto SMD = 0. A medida que el suelo se seca SMD aumenta y ET disminuye. La magnitud de
SMD y ET varía. Si SMD aumenta más aún, ET se hace menor y en el punto de sequedad SMD
es el máximo y ET despreciable. Es importante notar que SMD es un número acumulativo,
dependiendo del SMD de los meses previos.

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La Figura N° 2.2.6 es un esquema idealizado y simplificado de la secuencia de tiempos de la
humedad del suelo relacionada con la lluvia y PE para un ciclo en una zona de temperatura
septentrional (en el hemisferio norte). Se detallan tres tipos de vegetación hierba, arbustos y
árboles. Cada uno tiene una profundidad de raíz diferente, señaladas como tres capas
horizontales distintas.

En primavera cuando PE > P (precipitación), el suelo entra en un SMD primero en las capas
superficiales. A medida que la primavera avanza hacía el verano el SMD penetra más en
profundidad hasta que todas las zonas de raíces (árboles incluidos) están en SMD. En el otoño, P
> PE y las capas superiores del terreno llegan a recargarse de agua, mientras que las capas
inferiores están aún en SMD. En este punto, el movimiento de agua es vertical hacia abajo en la
columna de suelo. A medida que el otoño avanza hacia el invierno, la profundidad de la recarga de
agua se hace mayor hasta que todas las capas están llenas de agua y no hay SMD a ninguna
profundidad. El conocimiento del déficit de humedad del suelo es importante en agricultura y en
hidrología. En las épocas de alto déficit de humedad las cuencas tienden a ser menos
susceptibles a producir inundaciones.




 Figura N° 2.2.6 Ciclo idealizado de humedad anual para tres tipos de vegetación. (Bedient y Huber, 1988.)


2.2.6 Tipos de Acuíferos

Un «acuífero» se define como una formación de suelo o roca portadora de agua que contiene
cantidades suficientes de ésta para ser explotada y traída a la superficie mediante pozos. Un
acuífero puede ser «confinado» o «libre (no confinado)». La Figura N° 2.2.7 presenta un esquema
de los diferentes tipos de acuíferos. El acuífero superior es libre, es decir que tiene una línea de
nivel freático natural con libertad para subir o bajar. Un acuífero confinado esta restringido por un
estrato superior impermeable llamado «capa acuiclusa», que inhibe el movimiento del agua hacia
arriba. Cuando se perforan una serie de pozos en el acuífero confinado, el agua se elevará y
llegará a su propia línea de nivel freático. Esta línea es la línea piezométrica o sea la debida a la
presión hidrostática del acuífero confinado.

En el área de la Provincia de Entre Ríos existe un acuífero confinado denominado Acuífero
Guaraní, el cual se encuentra a profundidades del orden de 1.000 m, abarcando un área muy
extensa de Bolivia, Uruguay, Argentina y Paraguay. Sus principales características se presentan
en http://www.sg-guarani.org/index/site/index.php?language=es, que trata del Proyecto de Gestión
de dicho Acuífero actualmente en curso, el cual es coordinado por la Organización de Estados
Americanos (OEA) y financiado parcialmente con donaciones del Fondo para el Medio Ambiente
Mundial (FMAM o GEF).
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                                      Figura N° 2.2.7 Esquema de los tipos de acuíferos.


2.2.7 Reservas de agua

Para no deteriorar el recurso es importante conocer las reservas de aguas subterráneas y
programar su explotación. Existen dos tipos de reservas:

1) Reservas permanentes: es la cantidad de agua que siempre permanece en un acuífero
independientemente de las variaciones estacionales. Está representada por el menor nivel
piezométrico dentro de un año hidrológico.

2) Reservas renovables: es el agua comprendida entre las variaciones de nivel piezométrico
dentro de un año hidrológico. Teóricamente solo debieran explotarse las reservas renovables.




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2.2.8 Parámetros de Producción de agua de un acuífero

La capacidad de producción de agua de un acuífero es un parámetro físico significativo en
hidrogeología que es función de varios parámetros, incluyendo:

1. Producción específica: la cantidad de agua del acuífero que drena libremente bajo la
   influencia de la gravedad (expresada como porcentaje). Por definición es menor que la
   porosidad ya que parte del agua no es libre de drenar debido a las fuerzas atractivas y de
   enlace tales como la tensión superficial. Algunos valores típicos aparecen en la Tabla N° 2.2.1.
2. Coeficiente de almacenamiento, S: en cierto modo similar a la producción específica, este
   parámetro expresa el volumen de agua que un acuífero libera (o acumula) por unidad de
   superficie y por unidad de variación en longitud en la altura piezométrica. Para acuíferos
   confinados 10-5 < S < 10-3. Para acuíferos libres 10-2 < S < 0,35 (Davis y Cornwell, 1991). Las
   unidades son m3 de agua/m3 de acuífero.
3. Gradiente hidráulico, dh/dx: la pendiente de la línea de la superficie piezométrica en m/m. La
   magnitud de la «altura» determina la presión sobre el agua subterránea para moverse y a qué
   velocidad.
4. Conductividad hidráulica, K: en la zona no saturada, la conductividad hidráulica se definía
   como una medida de la capacidad de un medio (suelo) para permitir el paso del agua en
   unidades de m/s. Con respecto a acuíferos, el medio no es el suelo sino normalmente roca
   (aunque puede ser arena). K es una propiedad tanto del medio como del flujo y es dinámica,
   variando con el contenido de humedad. En este apunte, usamos los términos conductividad
   hidráulica y permeabilidad indistintamente. Los valores pueden oscilar sobre 12 órdenes de
   magnitud con los valores más altos para gravas y calizas (entre 10-12 y 10-4) y los más bajos
   para rocas ígneas 3 y metamórficas 4 unifraccionales así como arcillas (10-8 a 10-14). Algunos
   valores típicos aparecen en la Tabla N° 2.2.1.

      Tabla 2.2.1 Parámetros del suelo según el tipo de material. Adaptado de Johnson, 1962, 1967.




5. Transmisividad, T: la velocidad de flujo por unidad de ancho del acuífero bajo un gradiente
   hidráulico dh/dz unitario (valores típicos 10-4 < T< 10-1). Según la Ley de Darcy:

                T = Kb m2/s

donde     b = espesor (altura) del acuífero

3
  Roca volcánica procedente de la masa en fusión del interior terrestre.
4
  Roca que ha sufrido cambios en su forma y estructura, debido a la acción de los agentes externos e internos
(atmosféricos, presión, calor, etc.)
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2.2.9 Flujo de agua subterránea

2.2.9.1 Generalidades

Al igual que en el flujo de la zona no saturada, el flujo en acuíferos es hasta cierto punto
tridimensional. Sin embargo, si el gradiente hidráulico es predominantemente unidireccional, el
flujo será casi unidimensional. Si la conductividad K = Kx = Ky = Kz entonces el acuífero se
considera isótropo 5 y éste es el caso del flujo más sencillo de analizar. Si K es independiente de la
localización dentro del acuífero, se dice que es homogéneo. Normalmente en el análisis, el flujo se
supone isótropo y homogéneo. Como vimos anteriormente, la ley de Darcy para el flujo de agua
subterránea es:
                               dh             h2 − h1
                    Q = − KA         = KA
                               dx             l 2 − l1

donde       Q = flujo (horizontal) a través del acuífero, m3/s
            K = conductividad hidráulica, m/s
            A = área de la sección transversal, m2
            h2 - h1 = caída de presión, m
            l2 – l1= diferencia de longitud (a lo largo de la dirección
            horizontal x entre h2 y h1), m

también
       Q    dh
q=       =K
       A    dl

             ∂h                        ∂h                           ∂h
qx = K x        ;           qy = K y      ;              qz = K z
             ∂x                        ∂y                           ∂z
donde
q = descarga específica o flujo por unidad de superficie

Ejemplo: Determinar la capacidad de flujo diario y la transmisividad de un acuífero de piedra si:

• La profundidad del acuífero es de 15 m
• El ancho es de 800 m
• La longitud es de 2 km
• La variación de altura de presión en los 2 km es de 3 m.

Solución: Supóngase la conductividad hidráulica

K = 6 x 10-7 m/s = 5,2 x 10-2 m/día

                      dh
             Q = KA
                      dl

Q = 5,2 x 10-2 x 800 x 15 x 3/2000 = 0,94 m3/día

Transmisividad, T = Kb = 5,2 x 10-2 x 15 = 0,78 m2/día

Las ecuaciones generales de flujo para agua subterránea son desarrolladas en varios textos
generales de hidrología e hidrogeología (Bras, 1990; Domenico y Schwartz, 1990). Aquí se
presentan brevemente a los efectos de comprender su capacidad para transportar contaminantes.

5
    Sus propiedades no dependen de la dirección espacial.
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2.2.9.2 Flujo en un Medio Saturado

La Figura N° 2.2.8 representa un volumen de control unitario de un medio saturado. Se aplica el
concepto de balance de materia en una unidad de suelo para determinar la ecuación de flujo.




                        Figura N° 2.2.8 Elemento de roca saturada sin superficie libre


El balance de materia neto en la dirección x es:

                                                                ⎛Variación en el    ⎞
                    ⎛ Caudal en masa ⎞ ⎛ Caudal en masa ⎞ ⎜                         ⎟
                    ⎜                 ⎟ ⎜
                    ⎜ hacia la unidad ⎟ − ⎜ desde la unidad ⎟ = ⎜ almacenamiento de ⎟
                                                            ⎟
                    ⎝                 ⎠ ⎝                   ⎠ ⎜ masa con el tiempo ⎟
                                                                ⎝                   ⎠

                                         ⎡        ∂ ( ρq x )Δx ⎤       ∂ ( ρn )
                          ρq x Δy Δz − ⎢ ρq x +                ⎥ ΔyΔz = ∂t Δx Δy Δz
                                         ⎣             ∂x      ⎦
donde
        n es una porosidad efectiva (unidades de longitud), también denotada como ne
        ρn es la masa de agua por unidad de volumen
        qx= flujo por unidad de área perpendicular a la superficie Δy-Δz

la ecuación anterior entonces se reduce a
                             ∂q x ∂n x
                         −       =
                              ∂x   ∂t
En tres dimensiones
                          ⎛ ∂q  ∂q y ∂q z         ⎞ ∂n
                         −⎜ x +
                          ⎜ ∂x      +             ⎟=
                                                  ⎟ ∂t
                          ⎝      ∂y   ∂z          ⎠
Introduzcamos el término “almacenamiento específico”, S0, como el volumen de agua liberada del
almacenamiento por unidad de volumen de acuífero y por unidad de cambio en la altura de
presión (Bras, 1990), es decir, dimensiones de inversa de la longitud.

De la fórmula de presión hidrostática:
                         P = ρg ( h − Z 0 )
donde                    h = altura piezométrica (Z0 = referencia)

                          ⎛ ∂q  ∂q y ∂q z ⎞        ∂h
                         −⎜ x +
                          ⎜ ∂x      +     ⎟ = −S 0
                                          ⎟
                          ⎝      ∂y   ∂z ⎠         ∂t

Para condiciones de estado estacionario
                          ⎛ ∂q  ∂q y ∂q z         ⎞
                         −⎜ x +
                          ⎜ ∂x      +             ⎟=0
                                                  ⎟
                          ⎝      ∂y   ∂z          ⎠
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Al introducir la Ley de Darcy, es decir q x = K x (∂h / ∂x) . Luego

                                ∂ ⎛    ∂h ⎞ ∂ ⎛   ∂h ⎞ ∂ ⎛   ∂h ⎞
                                   ⎜Kx    ⎟ + ⎜Ky
                                               ⎜     ⎟ + ⎜Kz
                                                     ⎟ ∂z       ⎟=0
                                ∂x ⎝   ∂x ⎠ ∂y ⎝  ∂y ⎠    ⎝  ∂z ⎠

Si la roca se puede considerar isótropa, es decir, K = Kx = Ky = Kz, entonces puede extraerse fuera
de los paréntesis, resultando:
                                             ∂2h ∂2 ∂2h
                                                 +    +     =0
                                             ∂x 2 ∂y 2 ∂z 2
es decir (la ecuación de Laplace)
                                                    ∇2h = 0

Las diversas técnicas para la solución de la Ecuación de Laplace incluyen métodos gráficos,
analogías eléctricas y métodos numéricos que se discuten en Shaw (1994), Bras (1990) y Wang y
Anderson (1982). Existen soluciones analíticas basadas en los supuestos de simplificación de
Dupuit y Forcheimer para flujo no confinado. Estos supuestos son:

1. El gradiente hidráulico dh/dx se aproxima a la pendiente del nivel freático y la pendiente de la
   superficie libre.
2. El nivel freático y la superficie libre son «prácticamente» horizontales.
3. La descarga es constante en toda la profundidad de flujo evaluada.

La ecuación de Laplace es la base para resolver problemas numéricos de flujo en medios
porosos. Esto se puede extender más allá de la hidrodinámica para incluir la química del agua y
resolver problemas de flujo de contaminantes en casos de agua subterránea.

2.2.9.3 Flujo en Acuífero No Confinado

La Figura N° 2.2.9 muestra el patrón de flujo de agua subterránea entre dos ríos cuyos niveles de
agua son diferentes.




               Figura N° 2.2.9 Flujo en un acuífero libre entre dos masas de agua sin recarga


Si el flujo se supone unidimensional y estacionario (una vez que se descarga todo el exceso de
agua en el lado con nivel más bajo), con una conductividad hidráulica K, entonces la ecuación de
Laplace es:
                                  d 2h
                                       =0
                                  dx 2
Integrando
                                 h2 = ax + b

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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
Condición de contorno 1: h = hL en x = 0
Por tanto
                                  b = hL
                                       2



Diferenciando la ecuación de Laplace
                                       dh
                                  2h      =a
                                       dx
De la ecuación de Darcy
                                               dh
                                  q = − Kh
                                               dx

La ecuación de Laplace se convierte en

                                               dh               2q
                                  h 2 = 2h        x + hL = hL −
                                                       2    2
                                                                   x
                                               dx               K

Condición de contorno 2:                   h = hR al x = L
                                            2q
                                  hR = hL −
                                   2    2
                                               L
                                            K
Por tanto
                                  q=
                                       K 2
                                       2L
                                           (
                                          hL − h R
                                                 2
                                                        )       (Ecuación de Dupuit)


La ecuación de Laplace se convierte en
                                  hR = hL −
                                   2    2       x 2
                                                L
                                                    (       )
                                                  hL − hR (Parábola de Dupuit)
                                                        2




Esta última ecuación da la variación lineal de la altura del nivel freático una vez estabilizado, el
cual atraviesa la “isla” desde el río izquierdo hasta el río derecho de la Figura N° 2.2.9.

Las ecuaciones anteriores se verifican solo en el caso de no existir recarga. Recarga es la
proporción de lluvia que (eventualmente) se hace camino hacia el acuífero y eleva el nivel freático.
Si la recarga es R, entonces:
                                  dq
                                     =R
                                  dx
De la Ley de Darcy
                                               dh
                                  q = − Kh
                                               dx
Por tanto:
                                  dq    Kd 2 h 2
                                     =−          =R
                                  dx     2dx 2

Integrando la ecuación anterior dos veces
                                       Rx 2
                                  h =−
                                   2
                                            + ax + b
                                        K
Igual que en el caso de no recarga, las condiciones de contorno son las mismas, resultando:
                                           b = hL
                                                2


                                     hR − hL RL
                                      2    2
y                                 a=         +
                                        L      K

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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
Sustituyendo y ordenando, llegamos a
                                               x 2            Rx
                                  h 2 = hL −
                                         2
                                                 (hL − hR ) +
                                                        2
                                                                 ( L − x)
                                               L              K

Esta ecuación parabólica determina la forma de la línea de nivel freático. Con ella puede
determinarse el caudal a través del acuífero. Diferenciando la ecuación anterior resulta:
                                       dh hR − hL R
                                            2   2
                                  2h      =       + ( L − 2 x)
                                       dx     L    K

Utilizando la Ley de Darcy esta última ecuación se convierte en
                                  − 2q hR − hL R
                                        2    2
                                      =        + ( L − 2 x)
                                   K      L     K
entonces:
                                       K 2             R
                                  q=      ( hL − hR ) − ( L − 2 x )
                                                  2

                                       2L              2

Esta última es la ecuación de Dupuit para flujo con efecto de recarga.

Ejemplo De la Figura N° 2.2.10, determinar la altura y posición del nivel freático en la divisoria de
aguas si la recarga se estima en 0.05 mm/día, a un acuífero de arena gruesa.
                                               Recarga




                             Figura N° 2.2.10 Acuífero aislado libre con recarga.
Solución: Para un acuífero de arena gruesa suponemos K ≅ 1,16x 10-4 m/s (tabla N° 2.2.1), es
decir K ≅ 10 m/día. En la divisoria de aguas, el flujo se divide y el de la izquierda va a la izquierda
y el de la derecha va a la derecha. Por tanto no hay flujo donde h = hmáx y así, de la ecuación de
Dupuit para flujo con efecto de recarga queda como:

                                           K 2             R
                                  q=0=        ( hL − hR ) − ( L − 2 x )
                                                      2

                                           2L              2
Despejando x y sustituyendo los valores de hL, hR, L, K, y R, resulta:

                                  x=
                                       1⎡
                                       2⎣
                                              K 2
                                                    (    2 ⎤
                                                             )
                                        ⎢ L − LR h L − h R ⎥ = 3,2 km
                                                           ⎦

                                               x 2              Rx
Sustituyendo en la ecuación h 2 = hL −
                                   2
                                                 ( hL − h R ) +
                                                          2
                                                                   ( L − x) resulta: h = 19,4 m
                                               L                K
Nótese que la altura sobre la divisoria de aguas es mayor que la del más alto de los dos ríos o
lados de la “isla”, por efecto de la recarga.

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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
Como vimos, el acuífero freático se alimenta del agua de lluvia que se infiltra y percola desde los
niveles superiores del suelo, para luego descargar en ríos, lagunas y mares. Pero también puede
recibir aportes desde esos cuerpos superficiales de agua. La napa se recarga de una u otra
fuente, dependiendo de las disponibilidades de agua según se produzcan períodos lluviosos o
secos. Cuando hay gran disponibilidad de agua en la napa, ésta alimenta a los cuerpos
superficiales pudiendo elevar el nivel freático hasta que supera la superficie del terreno, formando
una laguna.

Existe una total intercomunicación entre la napa freática y las aguas superficiales, generando un
sistema de flujos que tiende a lograr el equilibrio de las presiones hidráulicas. La estrecha
conexión entre la superficie del terreno y la napa freática, hace que las actividades antrópicas
perturben fácilmente el comportamiento y las características del agua freática, por lo cual en el
caso de que se utilice para provisión de agua (Figura 2.2.11), su calidad suele ser deficiente.




                Figura N° 2.2.11 Obtención de agua mediante un pozo en el Acuífero Freático
El agua se mueve a distintas velocidades en el terreno, generalmente más rápido en las zonas
cercanas a la superficie, donde los gradientes de presión son mayores. En las tres siguientes
figuras se muestra el comportamiento de la napa subterránea según sea el nivel de agua libre.




                                     Figura N° 2.2.12 a) Situación normal




                    Figura N° 2.2.12 b) Napa que aporta (aguas bajas en el río o laguna)




               Figura N° 2.2.12 c) Napa que recibe (aguas altas o crecida en el río o laguna)

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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS

2.2.9.4 Características del Flujo en Acuíferos Confinados

Constituyen acuíferos sepultados, que no tienen comunicación directa con la superficie y están
sometidos a la presión litoestática correspondiente a la columna de sedimentos superiores. Este
estado de aislamiento es consecuencia de la interposición de capas impermeables entre el
acuífero y la superficie. Se denominan acuífugos a los estratos que no admiten ni transmiten agua,
acuícludos son los que admiten pero no transmiten, mientras que acuítardos son aquellos que
solo transmiten agua muy lentamente. (Figura N° 2.2.13)




                                Figura N° 2.2.13 Esquema de un Acuífero Confinado


Los acuíferos suelen estar constituidos por arenas o gravas. Las rocas graníticas y volcánicas
forman acuífugos, las arcillas acuícludos y los limos se comportan como acuitardos. Cuando un
acuífero está limitado por un acuitardo, suele llamárselo acuífero semiconfinado ya que el
acuitardo le permite cierta recarga (Figura Nº 2.2.14.)




                         Figura N° 2.2.14 Esquema de Acuíferos Semiconfinado y Confinado

Así como el acuífero freático posee un nivel freático que lo caracteriza, para los acuíferos
confinados se define el nivel piezométrico. El nivel piezométrico es una superficie virtual en la
cual la presión hidráulica del acuífero iguala a la presión atmosférica. Gráficamente se define
mediante las alturas que alcanza el agua dentro de los pozos perforados hasta el acuífero en
cuestión (Figura N° 2.2.13). Sí la presión hidráulica es muy elevada, el nivel piezométrico puede
superar la superficie del terreno y al perforar, el agua surge naturalmente para formar un pozo
surgente o artesiano.

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Los acuíferos confinados poseen distinta calidad de agua según los suelos y sedimentos que
atraviesan. Es habitual que los acuíferos profundos estén localizados en arenas marinas
resultando, aguas salobres.

El estado de confinamiento ayuda a la preservación de la calidad de agua del acuífero, por ello es
más difícil que se produzca la contaminación del mismo. Pero el confinamiento dificulta la recarga,
siendo comunes los problemas de depresión del acuífero por sobre-explotación (Figura N° 2.2.15).
Los acuíferos confinados constituyen una de las principales fuentes de agua de consumo a nivel
mundial.




                               Figura N° 2.2.15 Sobreexplotación de acuíferos


En la Figura N° 2.2.16 se ilustran las características típicas de acuíferos en la llanura pampeana.




                       Figura N° 2.2.16 Acuíferos típicos en la llanura de Buenos Aires
En síntesis, el flujo en el acuífero es función de la permeabilidad, que es la propiedad de los
materiales de permitir el pasaje del agua. Depende no solo de la cantidad de poros que posee el
material (Porosidad n), sino también de la forma e interconexión de los mismos (Porosidad
efectiva o eficaz ne). El gradiente hidráulico que representa la variación de las presiones de
confinamiento por unidad de distancia, es el que define el sentido del escurrimiento. Se denomina
almacenamiento al volumen de agua que puede extraerse de un acuífero variando su carga
hidráulica.

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2.3       HIDRÁULICA DE CAPTACIONES: FUNDAMENTOS

2.3.1 Tipos de captaciones
Para extraer agua del terreno se utilizan diversos tipos de captaciones, por ejemplo

1- Pozos excavados
Es probablemente el tipo de captación más antiguo. En la actualidad se excava con máquinas y
en rocas duras con explosivos. Sigue siendo la elección más adecuada para explotar acuíferos
superficiales, pues su rendimiento es superior al de un sondeo de la misma profundidad. Otra
ventaja en los acuíferos pobres es el volumen de agua almacenado en el propio pozo. Diámetro,
de 1 a 6 metros o más. Profundidad, generalmente de 5 a 20 metros.

2- Sondeos
Son las captaciones más utilizadas en la actualidad. Los diámetros oscilan entre 20 y 60 cm. y la
profundidad en la mayoría de los casos entre 30 - 40 m. y 300 o más. Si la construcción es
correcta, se instala tubería ranurada sólo frente a los niveles acuíferos, el resto, tubería ciega. Ver
Figura N° 2.3.1




                       Figura N° 2.3.1 Ejemplo de un Sondeo para extracción de agua


Se denomina “desarrollo” a los trabajos posteriores a la perforación para aumentar el rendimiento
de la captación, extrayendo la fracción más fina en materiales detríticos o disolviendo con ácido en
calizas.



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3- Galerías

Ya existían galerías para agua en la Mesopotamia en el siglo IV a.C. Con una ligera pendiente, el
agua sale al exterior por gravedad, sin bombeo. Se excavan igual que en minería. En las islas
Canarias es la captación más frecuente, generalmente con varios km. de longitud. Ver Figura Nº
2.3.2.




                    Figura N° 2.3.2 Ejemplo de una Galería para extracción de agua

4- Drenes

Similares a las galerías, pero son tubos de pequeño diámetro, perforados con máquina,
normalmente hasta unas decenas de metros. Son más utilizados para estabilidad de laderas que
para la utilización del agua. Ver Figura Nº 2.3.3.




                                     Figura N° 2.3.3 Ejemplo de Drenes

5- Zanjas de drenaje

Se utilizan en acuíferos freáticos de muy poco espesor. Profundidad de 2 a 4 metros y longitudes
de unas decenas a varios centenares de metros. Se excavan una o varias zanjas, que, siguiendo
la pendiente topográfica, vierten a un pozo colector desde el que se bombea. Se utilizan tanto
para explotación del agua subterránea poco profunda como para el drenaje necesario para la
estabilidad de obras.




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2.3.2 Cono de descensos de un acuífero por bombeo

Vamos a analizar el comportamiento del agua subterránea cuando se bombea en un sondeo
vertical. Supongamos que empezamos a bombear en un acuífero libre cuya superficie freática
inicial fuera horizontal. El agua comienza a fluir radialmente hacia el sondeo, y, transcurrido un
tiempo, por ejemplo unas horas, la superficie freática habría adquirido la forma que se presenta en
la Figura N° 2.3.4, denominada cono de descensos. Esto puede apreciarse realmente si en los
alrededores del sondeo que bombea existen otros sondeos para observación de los niveles (ver
Figura N° 2.3.5).

La forma convexa del cono se explica así: El agua que fluye radialmente hacia el sondeo tiene que
atravesar cada vez secciones menores (las paredes de imaginarios cilindros concéntricos con el
sondeo), de modo que, según Darcy, si disminuye la sección, tendrá que aumentar el gradiente
para que el producto permanezca constante.




           Figura N° 2.3.4 Cono de descenso alrededor de un sondeo bombeando (Margat 1962)




   Figura N° 2.3.5. Corte del cono de descensos. La generatriz del cono corresponde a la ecuación s=f(r)



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2.3.3 Cono de descensos en acuíferos confinados

En un acuífero libre, es la superficie freática la que toma la forma del cono de descensos. En
cambio, si lo que se bombea es un acuífero confinado o semiconfinado, y suponemos que la
superficie piezométrica inicial es horizontal, al iniciar el bombeo es dicha superficie la que forma el
cono de descensos, y son igualmente válidas las consideraciones anteriores.(ver Figura 2.3.6)

En ambos casos, libre y confinado, el agua circula radialmente hacia el sondeo, pero la diferencia
es que en el acuífero libre el agua circula por toda la sección transversal, desde el cono hacia
abajo, mientras que en el confinado solamente circula por el propio acuífero.




                                                                < CAPA IMPERMEABLE


                                                                < ACUÍFERO

                                                                < CAPA IMPERMEABLE



 Figura N° 2.3.6 Cono de descensos en un acuífero confinado. Los cilindros concéntricos representan las
 superficies equipotenciales, cuya pérdida progresiva de energía queda reflejada en el cono formado por la
                                           superficie piezométrica


2.3.4 Régimen permanente y variable

A medida que pasa el tiempo, el cono de descensos va aumentando tanto en profundidad como
en extensión. Estamos en régimen variable. Si en el sondeo de observación de la Figura N° 2.3.5
hemos medido los descensos en varios tiempos sucesivos, observamos que la variación en ese
punto (Figura N° 2.3.7.a) es más rápida en los primeros momentos, y progresivamente la
velocidad del descenso se va ralentizando. Esto es debido a que cuando el cono es mayor, para
liberar el mismo volumen de agua necesita un descenso menor: en la Figura N° 2.3.7.b, entre t1 y
t2 ha transcurrido el mismo tiempo que entre t3 y t4; si el caudal de bombeo es constante, el
volumen de agua liberado en ambos incrementos de tiempo es el mismo, pero el descenso entre
t3 y t4 es menor.




             Figura N° 2.3.7. (a) Descenso en un sondeo de observación en función del tiempo.
(b) Las franjas entre t1 - t2 y t3 –t4 han sido producidas en idénticos incrementos de tiempo y presentan en el
 dibujo la misma superficie (en realidad, el mismo volumen). Por eso los descensos son cada vez menores.


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Las franjas marcadas en la Figura 2.3.7.b) en un acuífero libre se han vaciado de agua, mientras
que si se trata del cono de un confinado reflejan una disminución del potencial hidráulico, que
multiplicado por el coeficiente de almacenamiento indica el volumen de agua liberado. Si el
acuífero no recibe alimentación, el descenso continuaría y el diámetro del cono aumentaría sin
detenerse. En condiciones naturales, el cono de descensos puede tomar agua de un río, un lago o
de otro acuífero. Si esto sucede, los descensos se estabilizan, alcanzándose el régimen
permanente o de equilibrio (Figura N° 2.3.8). En estas condiciones, la forma y tamaño del cono se
mantienen aunque el sondeo siga bombeando ininterrumpidamente.

En la realidad, en muchas ocasiones se produce un régimen quasi-permanente, en el que
aparentemente no hay variación con el tiempo, pero en un intervalo de tiempo largo, de varios
días, puede llegar a apreciarse un descenso de unos pocos centímetros.




         Figura N° 2.3.8 Estabilización de los descensos después de un cierto tiempo de bombeo.


2.3.5 Formas del cono según las características del acuífero
Si el acuífero tiene un mayor coeficiente de almacenamiento (S) o porosidad eficaz (ne), los
descensos serían menores, ya que el acuífero proporciona más agua, y por tanto el tamaño del
cono sería menor (Figura N° 2.3.9.a)

Si el acuífero tiene una mayor transmisividad (T), la pendiente necesaria para que el agua circule
será menor.(Figura N° 2.3.9.b)




     Figura N° 2.3.9 (a) A igual transmisividad, el cono es mayor cuánto más bajo es el Coeficiente de
  Almacenamiento. (b) A igual Coeficiente de Almacenamiento la pendiente del cono aumenta cuánto más
                                          baja es la transmisividad.



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2.3.6 Fórmulas que expresan la forma del cono de descensos

Desde mediados del siglo XIX se intentó encontrar expresiones matemáticas que reflejaran la
forma y evolución del cono de descensos. Es evidente la utilidad de estas expresiones en la
práctica: podremos evaluar la influencia que tendrá un bombeo en puntos vecinos; si el radio de
nuestro bombeo podría llegar a una zona determinada en la que se infiltra agua contaminada, o
calcular si será preferible extraer el caudal necesario mediante un solo sondeo de mayor caudal o
con varios de menor caudal, etc.

Observamos en la Figura N° 2.3.5 que la ecuación del cono ha de ser s=f(1/r) [s=descenso,
r=distancia], es decir, a más distancia, menor descenso. Será función del caudal (Q): si
bombeamos un mayor caudal generaremos un cono mayor. En régimen variable, será además
función del tiempo: s=f(1/r, t).

En ambos casos, variable o permanente, será función del acuífero: mejor acuífero, menores
descensos. Pero existe una diferencia fundamental: en régimen permanente, el acuífero ya no
aporta agua por vaciado de poros (libre) o por descompresión (confinado), sino que solamente
transmite el agua radialmente hacia el sondeo que bombea. Por tanto, si se trata o no de un “buen
acuífero” en régimen permanente dependerá de la transmisividad (T), mientras que en régimen
variable dependerá de la transmisividad y del Coeficiente de Almacenamiento (S), que en un
acuífero libre corresponde a la porosidad eficaz (ne).

En resumen, las fórmulas que reflejen la forma del cono han de ser así:

Régimen permanente: s = f (1/r, Q, 1/T)

Régimen variable: s = f (1/r, t, Q, 1/T, 1/S)


2.3.6.1 Supuestos Básicos

Las fórmulas más sencillas que nos expresan la forma del cono de descensos se refieren al caso
más simple posible que reúne las siguientes características:
- Acuífero confinado perfecto
- Acuífero de espesor constante, isótropo y homogéneo
- Acuífero infinito
- Superficie piezométrica inicial horizontal (=sin flujo natural)
- Caudal de bombeo constante
- Sondeo vertical, con diámetro infinitamente pequeño (=agua almacenada en su interior
  despreciable)
- Captación “completa” (= que atraviese el acuífero en todo su espesor)

Posteriormente, las formulaciones básicas, válidas para esas condiciones ideales, se van
complicando para adaptarse al incumplimiento de una u otra de las condiciones referidas: acuífero
semiconfinado o libre, acuífero que se termina lateralmente por un plano impermeable, bombeo
variable, etc..


2.3.6.2 Ecuaciones de un Pozo en Régimen permanente

Al estar en régimen permanente, el caudal (Q) que estamos extrayendo es el mismo que, fluyendo
radialmente hacia el sondeo, está atravesando cualquier cilindro concéntrico con el sondeo
(Figura N° 2.3.10).



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                                                                          < CAPA IMPERMEABLE


                                                                          < ACUÍFERO

                                                                          < CAPA IMPERMEABLE


                         Figura N° 2.3.10. Acuífero confinado en régimen permanente
Aplicamos la ley de Darcy al flujo del agua subterránea a través de una de esas secciones
cilíndricas, de radio r medido desde el eje del sondeo:
                              Q=K.A.i
donde:
Q = caudal que atraviesa la sección de área A (caudal constante que está siendo bombeado)
A = sección por la que circula el agua = 2. π . r . b [ b = espesor del acuífero]
K = permeabilidad del acuífero
i = gradiente hidráulico = dh/dr




Integrando entre r1 y r2 (Figura N° 2.3.9)




Como h2 – h1 = s1 – s2 (Figura N° 2.3.11




                    Figura N° 2.3.11. Niveles y Descensos en dos puntos de observación.

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La fórmula no es válida para acuíferos libres, ya que a medida que el agua se acerca radialmente
al sondeo no sólo disminuye la sección al disminuir el radio del cilindro imaginario que atraviesa el
agua, sino también disminuye la altura de dicho cilindro. Además, el flujo ya no es horizontal como
en el caso expuesto del confinado. No obstante, el error es aceptable si los descensos producidos
son despreciables frente al espesor saturado del acuífero; habitualmente se acepta si los
descensos no superan el 10% de dicho espesor, aunque esto en acuíferos libres de poco espesor
(por ejemplo, aluviales) no se cumple.

Aplicación de la fórmula si conocemos la Transmisividad del acuífero: Necesitamos también un punto
de observación (en otro sondeo, a una distancia r1 del que bombea, el descenso estabilizado es de
s1 metros). Con esos datos y el caudal de bombeo Q, podremos calcular el descenso a cualquier
distancia. Un caso especial sería el cálculo del radio del cono o radio de influencia, R ; basta
calcular la distancia a la que el descenso es 0.

2.3.6.3 Ensayos de bombeo

Los ensayos de bombeo se realizan in situ con objetivos que incluyen:
• Determinación de los parámetros hidrogeológicos de conductividad hidráulica, coeficiente de
   almacenamiento
• Determinación de la cantidad/calidad del suministro de agua
• Determinación de la sostenibilidad de la producción máxima
• Evaluar el impacto del descenso de nivel en los pozos vecinos 6
• Proporcionar datos de base sobre las características y comportamiento del pozo (Daly, 1994).

La gama de ensayos a pequeña escala que dan lugar a una pequeña descarga del pozo y que se
usan para determinar K incluyen:
• Ensayos a presión ascendente y descendente.
• Ensayos de varilla y gancho
• Ensayos a presión constante
• Ensayos de obturador
• Ensayos de trazadores

Los ensayos a mayor escala que implican una mayor descarga del pozo, y que se utilizan para
determinar cantidad, calidad y comportamiento incluyen:

•     Ensayos de descenso de nivel por etapas
      • Ensayos de descarga constante

Los ensayos se describen con mayor detalle en la mayoría de los textos de hidrogeología. En el
ensayo a presión ascendente descendente se introduce rápidamente en el pozo un volumen fijo
de agua, suficiente para producir un aumento instantáneo del nivel de agua. Se registra el nivel de
agua del pozo a medida que va descendiendo con el agua deslizándose hacia el acuífero. En el
ensayo de altura ascendente, se saca una cantidad fija. Cuando se representan los cambios en
altura frente al tiempo, se puede determinar la conductividad hidráulica (Daly, 1992). Los demás
ensayos a pequeña escala son variaciones de éste. En los ensayos a gran escala, se pueden
determinar la producción del pozo en cantidad y calidad así como los parámetros que definen el
comportamiento del mismo. Se registran los niveles del pozo y de pozos testigos de observación
así como en los cauces cercanos antes del ensayo de bombeo. El ensayo típicamente sobrepasa
las 24 horas y normalmente es de 72 horas, durante las cuales o bien se mantiene una tasa de
bombeo o bien se establecen una serie de tasas de bombeo constantes, por ejemplo comenzando
a 40 m3/h durante 6 horas seguidos de 35 m3/h durante 6 h, etc. Las medidas de descenso de
nivel se representan a intervalos de tan sólo 30 s durante los primeros 30 minutos hasta unas 2 a
3 hs al segundo y tercer día.

6
    Lo que se denomina afección (o afectación)
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2.3.6.4 Determinación de Conductividad K con pozo en régimen estacionario

En este punto vamos a re-escribir las ecuaciones de forma de determinar los parámetros del
suelo. La Figura N° 2.3.12 representa el flujo radial a un pozo en un acuífero confinado.




                  Figura N° 2.3.12 Flujo en régimen estacionario en un acuífero confinado
Es de interés determinar los parámetros de conductividad hidráulica K y transmisividad T.
Para ello el pozo de bombeo se rodea de dos pozos de observación no para bombeo, como se
muestra en la Figura N° 2.3.13 (en este caso, para un acuífero libre).




       Figura N° 2.3.13 Flujo de régimen estacionario de un acuífero libre, con pozos de observación


El flujo se considera bidimensional y el acuífero se supone homogéneo e isótropo. De la ley de
Darcy,
                                   dh            dh
                         Q = KA       = K × 2πrb
                                   dx            dr
donde
r = distancia radial hasta un punto arbitrario en la curva de extracción
b = altura (espesor del acuífero, en el caso confinado)

es decir el volumen πr 2 b es el volumen del acuífero disponible para producir agua. La integración
después de la separación de variables resulta en:
                                      h − hw
                         Q = 2πKb
                                     ln(r / rw )

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Para la deducción de la ecuación véase Bras (1990):
                                          Q         ⎛r    ⎞
                         T = Kb =                 ln⎜ 2   ⎟
                                     2π (h2 − h1 ) ⎜ r1
                                                    ⎝
                                                          ⎟
                                                          ⎠
donde T es la transmisividad del acuífero.

Donde los pozos de observación, h1, y h2, están adyacentes uno al otro a una distancia radial r1 y
r2 de la línea central del pozo y r2 >r1.

La Figura N° 2.3.13 es un esquema del flujo radial a un pozo en un acuífero libre.

La ecuación de Darcy es
                                                dh
                                  Q = 2π rKh
                                                dr
Integrando
                                          h2 − h12
                                           2
                                  Q = πK
                                         ln(r2 / r1 )
                                           Q        ⎛r        ⎞
                                  K=              ln⎜ 2       ⎟
                                       π (h − h1 ) ⎜ r1
                                            2
                                            2
                                                2
                                                    ⎝
                                                              ⎟
                                                              ⎠
Dónde
          h1 = altura del nivel freático en el pozo de observación 1 a una distancia radial r1 y h2 es la
          altura del nivel freático en el pozo de observación 2 a una distancia radial r2 (r2 > r1).

Gráficamente, se puede calcular representando los descensos del nivel de agua en función de
log(r) (Figura N° 2.3.14). Si disponemos de más de dos puntos de observación, como en la figura,
el trazado de la recta será más fiable. Se obtiene una recta, ya que en la fórmulas anteriores los
descensos son una función lineal de los logaritmos de las distancias. El radio del cono se lee
directamente, y de la pendiente de la recta se calcula la transmisividad T. A mayor T, menor
pendiente: pensemos que ese gráfico es una imagen deformada del cono de descensos, y
habíamos visto que al aumentar la transmisividad, disminuía la pendiente del cono.




       Figura N° 2.3.14 . Datos para un bombeo de ensayo en régimen permanente con varios pozos




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3         CONTAMINACIÓN DEL AGUA SUBTERRANEA

3.1       INTRODUCCIÓN

El agua subterránea por su ubicación en el subsuelo, está más protegida de la contaminación que
el agua atmosférica y el agua superficial, del aire y el suelo.

Pese a ello puede ser vulnerada por diferentes tipos de contaminantes. Estos pueden ser de
origen orgánico, inorgánico y también de acciones resultantes que modifican sus características
físicas (temperatura). Los contaminantes orgánicos vivos (bacterias o virus) se encuentran en
suspensión, los orgánicos inertes (derivados de compuestos químicos e hidrocarburos) pueden
estar en solución o suspensión en función de su solubilidad y los inorgánicos, predominantemente
en solución.

La contaminación es la alteración de las propiedades físicas, químicas y/o biológicas del agua por
la acción de procesos naturales o artificiales que producen resultados indeseables. Las
características físicas más comunes son: temperatura, pH, turbidez, olor, color y las químicas:
SDT, tipo y concentración aniónica, tipo y concentración catiónica, otros compuestos solubles, etc.
Las características biológicas: modificación de la composición biológica natural, ya sea
introduciendo nuevos organismos o eliminando los existentes.

Además la contaminación puede ser natural y artificial y esta última, directa o inducida.

Natural. Es común, la salinización por contacto con sedimentos marinos y salinos, o yacimientos
metalíferos (Pb, Hg, Zn, Cu, Ag), no metalíferos o radiactivos y la incorporación de oligoelementos
como F y As, a partir de sedimentos de origen volcánicos.

Artificial directa. Es la más frecuente y se la puede clasificar de acuerdo al sitio donde se
produce o a la actividad que la genera (urbana y rural) o (doméstica, industrial, agropecuaria).

Urbana: vertidos domésticos; residuos de los escapes de los motores; pérdidas en las redes
cloacales; lixiviados de basuras o rellenos sanitarios (Figura Nº 3.1.1); humos y desechos líquidos,
sólidos y semisólidos de la industria (Figura Nº 3.1.2).

Rural: el origen de los contaminantes y las fuentes de polución, son actividades agrícolas y
ganaderas.

Doméstica: vertido de jabones, detergentes, lavandina, materia orgánica (alimentos, fecal, basura
en general). Cuando no se dispone de desagües cloacales, el resultado es la generación de
ambientes propicios para la reproducción bacteriana y la formación de NH3, NO2- y NO3-
(nitratos).

Industrial: Contaminación de la atmósfera por la eliminación de humos y otros compuestos
gaseosos y del suelo y el agua por vertidos líquidos, sólidos y semisólidos. Además por la
infiltración de los contaminantes atmosféricos, que caen solos o arrastrados por la lluvia.




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          Figura Nº 3.1.1 Fuentes de contaminación originadas en rellenos o depósitos de residuos




                Figura Nº 3.1.2 Fuentes de contaminación originadas en residuos enterrados

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Agropecuaria: Empleo de plaguicidas y fertilizantes para mejorar la productividad. Los primeros
(organoclorados u organofosforados), son altamente tóxicos (DDT, Aldrín, Dieldrín, Paratión,
Malatión, Folidol, etc.). Fertilizantes (materia nitrogenada, fósforo y potasio). La materia
nitrogenada se oxida a NO3- que es muy soluble, estable y móvil, mientras que el P, el K y sus
derivados son fijados con facilidad por las partículas arcillosas del suelo.

Otra fuente de contaminación en el ámbito rural, es la producida por las heces del ganado en
corrales, tambos y bebederos, y especialmente en los feed lots, que concentran altas cargas de
materia orgánica. En estos casos al deterioro en la calidad bacteriológica, hay que agregarle un
fuerte incremento en el tenor de NO3-.

La solubilidad, movilidad y degradabilidad, condicionan el comportamiento del contaminante en
relación a su permanencia y perdurabilidad en el medio. Así, las bacterias provenientes de los
vertidos fecales, rara vez subsisten mas de 50 días en el agua si esta no posee una adecuada
concentración de materia orgánica.

Los NO3- por su parte pueden mantenerse en solución en forma casi indefinida, salvo que sean
reducidos a NO2-, N2, NH3 o NH4+(amonio), por el potencial redox del medio o por actividad
bacteriana.

Artificial inducida. Es la que deriva de la sobreexplotación; la más común es la salinización en
acuíferos costeros, o por ascenso de agua salada de fondo en acuíferos continentales (Figura Nº
3.1.3).




                   agua dulce                                       alta K

                                                                          baja K


                       agua salada                       alta K




                               Figura N° 3.1.3. Contaminación artificial inducida.




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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
3.2       TIPOS DE CONTAMINANTES Y SUS FUENTES DE EMISION

3.2.1 Problemas de calidad del agua subterránea natural
Los principales problemas de calidad del agua subterránea natural vienen causados la dureza,
hierro, manganeso, sulfuro de hidrógeno, sulfato y cloruro sódico. Con la excepción de la dureza y
del cloruro sódico, plantean problemas ocasionales en los acuíferos pequeños y pobres más que
en los acuíferos importantes. (Kiely, 1998), en base a una adaptación de Daly (1991b).

Dureza. El agua subterránea que pasa a través de la caliza disuelve los compuestos de calcio y
magnesio que provocan la dureza. En consecuencia, las aguas duras son comunes en las zonas
calizas, con concentraciones de dureza totales que varían de 200 a 400 mg/l. Esto puede ser
beneficioso para la salud y dar un gusto agradable. Por el contrario, niveles muy altos pueden ser
una molestia, debido a la formación de incrustaciones en cacerolas, tuberías y calderas.

Hierro y manganeso. La concentraciones en exceso de hierro no suelen causar problemas de
salud pero son preocupantes por razones estéticas y de gusto. Cuando se extrae de un pozo o del
grifo, el agua puede ser incolora pero, al entrar en contacto con aire, el hierro precipita para formar
un depósito rojizo-marrón que recuerda al herrumbre. Esto da un gusto metálico al agua y mancha
las tuberías y la ropa. El manganeso produce una coloración negra del agua.

El origen del hierro pueden ser minerales ferrosos en las rocas y suelos, la contaminación por
residuos orgánicos u ocasionalmente la corrosión de los accesorios de hierro en el sistema de
distribución de agua. El agua subterránea de ciertos tipos de roca tales como calizas fangosas
oscuras, pizarras y arenisca y de zonas de turba puede contener concentraciones muy altas de
hierro. La ruptura de residuos orgánicos de fosas sépticas, granjas y otras fuentes puede producir
la formación de dióxido de carbono y condiciones deficitarias en oxígeno y puede disolver el hierro
en el agua subterránea. El manganeso se suele asociar frecuentemente con el hierro aunque es
menos predominante. También es un buen indicador de contaminación por residuos con alta DBO,
como el efluente de silos agrícolas.

Sulfuro de hidrógeno. El sulfuro de hidrógeno es un gas reconocible por su olor a «huevos
podridos». Sólo está presente en agua desoxigenada, de rocas como arcilla negra, como calizas 7
o pizarras 8 que contienen pirita 9, o de lechos de evaporita 10. Suele asociarse con el de hierro.

Sulfato. Pueden darse concentraciones significativas de sulfato, donde lentes de evaporita en
calizas han producido niveles de sulfato de hasta 800 mg/l Los problemas causados por estos
constituyentes pueden resolverse mediante sistemas de tratamiento de agua y, donde sea posible,
eliminando las fuentes de contaminación.

Cloruro sódico. La intrusión salina en los acuíferos puede dar lugar a altos niveles de NaCI en el
agua subterránea. Los problemas se presentan en zonas donde las rocas son muy permeables y
donde hay un bajo gradiente hidráulico. El problema puede exacerbarse por pozos de extracción
de aguas subterráneas cercanos a la costa.




7
  Roca sedimentaria que contiene carbonato de cal o de magnesio.
8
  Rocas que se dividen fácilmente en lajas o láminas según planos paralelos entre sí, pero que son muy resistentes a la
rotura en sentido perpendicular. Procede de sedimentos arcillosos que han sufrido metamorfosis.
9
  Mineral de fórmula S Fe que cristaliza en forma característica. Con frecuencia el Fe se encuentra sustituido por Ni o
Co. La pirita es el Sulfuro más abundante de todos; se puede encontrar en cualquier medio geológico
10
   Tipo de sedimento que se produce al evaporarse el agua de mares y lagos de baja profundidad, y que es indicativo de
condiciones de aridez.
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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS

3.2.2 Actividades potencialmente contaminantes
Se presenta una lista general de actividades potencialmente contaminantes (Tabla 3.2.1), con sus
características clasificadas. Algunas de las actividades que generan riesgo serio de contaminación
en países en desarrollo son comparables a aquellas que ocurren en países altamente
industrializados, pero las que presentan la amenaza más seria en las naciones en desarrollo
difieren significativamente, de sus similares en otros lugares.

La diferencia entre contaminación de fuentes puntuales a identificables y contaminación difusa es
de importancia fundamental, especialmente en la consideración de las medidas de control.

Los compuestos de nitrógeno en las excretas no representan un peligro tan inmediato para las
aguas subterráneas, pero pueden causar problemas mucho mas amplios y persistentes. Una
indicación de la contaminación potencial de aguas subterráneas por nitratos proveniente de las
unidades de disposición de excretas in-situ proviene de las siguientes consideraciones: una
población de 20 personas/ha representa una descarga de hasta 100 kg/ha/año al suelo, la que, si
fuera oxidada y lixiviada con 100 mm/año de infiltración, podría resultar en una recarga local de
aguas subterráneas con una concentración de 100 mg N03-N/litro (nitrato). En la práctica se
desconoce la proporción de nitrógeno depositado que será lixiviado, y, como consecuencia de
varios procesos, se producirá dilución y reducción. Sin embargo, se puede esperar que los
sistemas de saneamiento sin alcantarillado causen frecuentemente incrementos en la
concentración de nitratos de las aguas subterráneas, incluso en climas relativamente húmedos. Es
probable que provoquen mayores problemas en zonas áridas que no tienen un significativo flujo
regional en el acuífero. En los sistemas anaeróbicos de aguas subterráneas con nivel freático
poco profundo, la migración de amonio NH4+ (en vez de nitratos) puede causar problemas locales.




Figura N° 3.2.1 Incrementos en la concentración de nitrato en aguas subterráneas de pozos municipales del
  gran Buenos Aires. (Algunas fuentes debieron ser abandonadas dada la alta contaminación por nitrato)




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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
                     Tabla 3.2.1 Actividades potencialmente generadoras de cargas contaminantes
                                                            Características de la Carga Contaminante
                       Actividad                     Categoría de   Princ. Tipos de   Sobrecarga Hid.   Descarga bajo
                                                     Distribución   Contaminante         Relativa       nivel del Suelo
Urbanización

Saneamiento sin alcantarillado                         u/r P-D           nfo                (+)               *
Fugas de alcantarillado (a)                            u     P-L         ofn                (+)               *
Lagunas de oxidación de aguas servidas sin             u/r    P          ofn               (++)               *
revestimiento (a)
Descarga de aguas servidas sobre el terreno (a)        u/r P-D          nsof                (+)
Descarga de aguas servidas a rios (a)                  u/r P-L           nof               (++)               *
Lixiviación de rellenos sanitarios a vertederos de     u/r    P         osm                                   *
basura (a)
Tanques de combustibles.                               u/r P-D            o                                   *
Drenaje de carreteras.                                 u/r P-D           no                 (+)               *

Desarrollo Industrial.

Fugas de tanques y tuberías (b)                         u P-D            on                                   *
Derramamiento de productos químicos                     u P-D            om                 (+)
Lagunas de agua de procesamiento y efluentes sin       u      P         oms                (++)               *
revestimiento.
Descarga de efluentes sobre el terreno                  u P-D           oms                 (+)
Descarga de efluentes a rios                            u P-L           oms                (++)               *
Lixiviado de relleno de residuos sólidos               u/r    P         oms                                   *
Drenaje de patios                                      u/r    P          on                (++)               *
Deposición aereal.                                     u/r    D          so


Prácticas Agrícolas (c)

a. CULTIVOS
  - Con productos agroquimicos                          r     D          no
  - y con irrigacion                                    r     D          nos                (+)
  - y con estiércol, lodo, desperdicios                 r     D          nos
  - y con irrigacion de aguas residuales                r     D         nosf                (+)
b. CRÍA DE GANADO/PROCESAMIENTO DE COSECHAS
  - lagunas de efluentes sin revestimiento.             r     P          fon               (++)               *
  - descarga de efluentes sobre el terreno.             r P-D           nsof
  - descarga de efluentes a ríos.                       r P-L            onf               (++)               *

Extracción mineral

Cambio de régimen hidráulico.                          r/u P-D           sn                                   *
Descarga de aguas de drenaje                           r/u P-D           mn                (++)               *
Lagunas de agua de procesamiento o lodo (barros)       r/u    P          ms                 (+)               *
sin revestimiento
Lixiviado de rellenos de residuos solidos              r/u    P          nm                                   *
(a) Puede incluir componentes industriales.
(b) También puede ocurrir en áreas no industriales.
(c) La intensificación de cultivo presenta mayores riesgos de contaminación.
u/r urbano/rural                  o compuestos microorgánicos sintéticos y/o carga orgánica
P/L/D puntual/línea/difusa        s salinidad
n nutrientes                      m metales pesados
f patógenos fecales




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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
Si las aguas grises también se descargan a los sistemas de saneamiento in-situ, esto conducirá, a
largo plazo, a exponer las aguas subterráneas a riesgo de una seria contaminación adicional
como consecuencia de la diseminación progresiva de productos químicos domiciliarios que
contienen un rango y una concentración creciente de compuestos orgánicos sintéticos. No se
conoce lo suficiente sobre el comportamiento de estos compuestos en las aguas subterráneas,
pero los desinfectantes con diclorobenceno son un ejemplo del problema potencial que existe.

En los lugares donde se justifican técnica y económicamente, se pueden considerar numerosas
medidas para reducir el riesgo o la escala de contaminación de las aguas subterráneas por
sistemas de saneamiento in-situ. Estas medidas incluyen modificaciones en los diseños para
reducir la profundidad de descarga y la carga hidráulica, la incorporación de un medio filtrante
artificial, la eliminación de residuos sólidos nitrogenados y la estimulación de una desnitrificación
in-situ. Las medidas para atenuar contaminación también podrían incluir recomendaciones
mínimas de separación entre las unidades de disposición de excretas y las fuentes de aguas
subterráneas para abastecimientos de agua potable. Sin embargo, bajo condiciones
hidrogeológicas desfavorables, ambas tecnologías de bajo costo, el abastecimiento por pozos
someros de agua potable y los sistemas de saneamiento in-situ, pueden resultar incompatibles.




 Figura N° 3.2.2 Distribución de Nitrato en las aguas subterráneas de los distritos General San Martín, Tres
  de Febrero y Lomas de Zamora del gran Buenos Aires en relación con el Desarrollo Urbano e Industrial.


3.2.3 Otras actividades urbanas e industriales contaminantes
En muchos países aún continúan sin alcantarillado extensos sectores de áreas urbanas y
marginales. Un creciente número de industrias y actividades (tales como textilerías, talleres de
metales y de vehículos, imprentas, curtiembres, estaciones de combustible, etc.) con frecuencia
tiende a localizarse en forma dispersa en estas áreas. La mayoría de estas industrias genera
efluentes líquidos, tales como aceites y solventes.



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DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS
Ante la falta de control, estos efluentes son descargados directamente al suelo, debido al alto
costo de alternativas tales como tratamiento in-situ, o almacenamiento y transporte hasta lugares
seguros de disposición. Con la creciente variedad y complejidad de productos químicos sintéticos
que se usan en estas empresas, algunas actividades podrían representar una seria amenaza a
largo plazo para la calidad de las aguas subterráneas locales con respecto a una amplia lista de
compuestos, especialmente los hidrocarburos halogenados, algunos de los cuales, a pesar de su
volatilidad, son solubles y móviles en los sistemas de aguas subterráneas.

La industria produce la gama más numerosa y variada de contaminantes. En los países
desarrollados, a fines de la década de 1980, se estimaba en aproximadamente 1 millón la nómina
de compuestos orgánicos. De estos, unos 40.000 se producen y se utilizan en forma corriente,
pese a que un número significativo es tóxico en diferente grados. A los citados hay que agregarle
los metales pesados, fenoles, hidrocarburos, plaguicidas, etc.

De los mencionados, algunos son altamente tóxicos, aún en concentraciones de millonésimas de
gramo por litro de solución.




                                                          a
                                              sup. freátic                ca
                                                           sup. piezométri



                                                                        acuitardo




                           Figura N° 3.2.3. Producción Industrial de contaminación.

En la Figura Nº 3.2.3 se reproduce esquemáticamente la producción industrial de contaminantes,
la emisión al aire y los vertidos sobre el suelo y en el subsuelo.

Los humos contienen contaminantes en diferentes estados (sólido, líquido, gaseoso) que
deterioran al aire y luego llegan al suelo por su propio peso o arrastrados por la lluvia.
Generalmente tienden a concentrarse en las depresiones topográficas (ríos, lagos, lagunas),
llevados por el escurrimiento superficial, o a infiltrarse y pasar al subsuelo, si existen condiciones
favorables para ello.

En la figura, se aprecia también la migración a través de capas de baja permeabilidad
(acuitardos), favorecida por el bombeo del acuífero semiconfinado subyacente, lo que genera una
sobrecarga favorable al acuífero libre sobrepuesto. Este proceso fue el que permitió la migración
de los NO3- contenidos en el Acuífero Pampeano hacia el Puelche infrapuesto, con el
consecuente deterioro en la calidad de este último, en el Conurbano de Buenos Aires y en La
Plata.




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Dispersion enaguassubterráneas
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  • 1. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS DISPERSION DE CONTAMINANTES EN CUERPOS RECEPTORES (AGUAS SUBTERRÁNEAS) INDICE 1 INTRODUCCIÓN 2 CONCEPTOS DE GEOHIDROLOGÍA: AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.1 PARÁMETROS HIDRÁULICOS FORMACIONALES: PROPIEDADES ELEMENTALES DE LOS SUELOS 2.2 PROPIEDADES DEL SUELO Y MOVIMIENTO DEL AGUA SUBTERRÁNEA 2.2.1 Horizontes del suelo 2.2.2 Distribución del agua en el perfil del terreno 2.2.3 Contenido en agua del suelo 2.2.4 Movimiento del agua en el terreno y conductividad hidráulica 2.2.5 Déficit de humedad del suelo. 2.2.6 Tipos de Acuíferos 2.2.7 Reservas de agua 2.2.8 Parámetros de Producción de agua de un acuífero 2.2.9 Flujo de agua subterránea 2.2.9.1 Generalidades 2.2.9.2 Flujo en un Medio Saturado 2.2.9.3 Flujo en Acuífero No Confinado 2.2.9.4 Características del Flujo en Acuíferos Confinados 2.3 HIDRÁULICA DE CAPTACIONES: FUNDAMENTOS 2.3.1 Tipos de captaciones 2.3.2 Cono de descensos de un acuífero por bombeo 2.3.3 Cono de descensos en acuíferos confinados 2.3.4 Régimen permanente y variable 2.3.5 Formas del cono según las características del acuífero 2.3.6 Fórmulas que expresan la forma del cono de descensos 2.3.6.1 Supuestos Básicos 2.3.6.2 Ecuaciones de un Pozo en Régimen permanente 2.3.6.3 Ensayos de bombeo 2.3.6.4 Determinación de Conductividad K con pozo en régimen estacionario 3 CONTAMINACIÓN DEL AGUA SUBTERRANEA 3.1 INTRODUCCIÓN 3.2 TIPOS DE CONTAMINANTES Y SUS FUENTES DE EMISION 3.2.1 Problemas de calidad del agua subterránea natural 3.2.2 Actividades potencialmente contaminantes 3.2.3 Otras actividades urbanas e industriales contaminantes 3.2.4 Accidentes ambientales 3.2.5 Guías de calidad del agua potable en relación con las aguas subterráneas 3.3 CONTAMINACIÓN DE LA ZONA NO SATURADA 3.3.1 Química 3.3.2 Generalidades 3.3.3 Comportamiento de los contaminantes más comunes 3.4 CONTAMINACIÓN DE LA ZONA SATURADA 3.4.1 Introducción 3.4.2 Contaminación Puntual 3.4.3 Contaminación Difusa 3.4.4 Propagación 3.5 INFLUENCIA DE LA HIDRODINÁMICA DEL MEDIO 4 VULNERABILIDAD DEL AGUA SUBTERRÁNEA A LA CONTAMINACIÓN: UN ELEMENTO HIDROGEOLÓGICO DE RIESGO 4.1 FACTORES HIDROGEOLÓGICOS 4.1.1 Influencia de los subsuelos. 4.1.2 Influencia del tipo de permeabilidad. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 1
  • 2. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 4.1.3 Importancia de la zona no saturada. 4.1.4 Vulnerabilidad y trazado en mapas. 4.2 RIESGO DE CONTAMINACIÓN 4.2.1 Clasificación litológica simplificada de formaciones geológicas en términos de riesgo relativo de contaminación de aguas subterráneas 4.2.2 Clase de contaminante 4.2.3 Intensidad de la contaminación 4.2.4 Modo de disposición en el subsuelo 4.2.5 Tiempo de aplicación de la carga contaminante 4.3 METODOS PARA DETERMINAR INDICES DE VULNERABILIDAD 4.3.1 Método semicuantitativo (vulnerabilidad relativa) 4.3.2 Método DRASTIC 4.3.3 Método GOD 4.3.4 Otros Métodos 4.4 CLASIFICACIÓN REGIONAL DE VULNERABILIDAD A CONTAMINACIÓN 5 IDENTIFICACIÓN DE LA CONTAMINACIÓN CON HIDROCARBUROS EN EL SUELO Y EL AGUA SUBTERRÁNEA 6 RESTAURACION DE ACUIFEROS 6.1 CONTENCIÓN DE LOS CONTAMINANTES EN EL LUGAR. 6.1.1 Pared de mezcla 6.1.2 Pared de cemento 6.1.3 Geomembranas 6.1.4 Sellado superficial 6.1.5 Control hidrodinámico 6.2 REMOCIÓN DE CONTAMINANTES. 6.2.1 Bombeo 6.2.2 Sistemas de intercepción 6.2.3 Venteo de suelos 6.2.4 Excavaciones 6.3 TRATAMIENTO DE CONTAMINANTES “IN SITU" 6.3.1 Degradación química 6.3.2 Biorremediación 6.4 ATENUACIÓN DEL RIESGO POR CONTROLES INSTITUCIONALES. 6.4.1 Monitoreo 6.4.2 Manejo del recurso 7 MODELIZACIÓN DE LAS AGUAS SUBTERRÁNEAS 7.1 MODELIZACIÓN DEL FLUJO EN AGUAS SUBTERRÁNEAS. 7.2 TRANSPORTE DE CONTAMINANTES EN ZONA SATURADA Y NO SATURADA 7.2.1 Advección 7.2.2 Dispersión hidrodinámica 7.2.3 Cálculo de tiempo de llegada de un contaminante a un pozo 7.2.4 Caso de contaminación por hidrocarburos 7.3 MODELACIÓN DEL TRANSPORTE DE CONTAMINANTES 7.3.1 Modelos Dispersivos 7.3.2 Procesos de retardo 7.3.3 Ejemplos de Modelación DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 2
  • 3. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 1 INTRODUCCIÓN Para analizar el comportamiento de los contaminantes presentes en las aguas es necesario disponer de conocimientos básicos sobre los recursos hídricos, para lo cual se deben conocer las siguientes disciplinas: Hidrología: Ciencia que trata de las aguas de la tierra, su presencia, circulación y distribución, sus propiedades físico químicas y su relación con el medio, incluyendo la relación con los seres vivos. Geohidrología: Rama de la hidrología que trata del origen, ocurrencia, movimiento y características físicas, químicas y biológicas de las aguas subterráneas y del medio en el cual yacen, teniendo en cuanta las modificaciones introducidas por el hombre. Suelen incluirse estados de aguas superficiales y de la zona intermedia no saturada, relacionados con el agua subterránea. Hidrogeología: Capítulo de la geohidrología que estudia las propiedades de las rocas o sedimentos en el sentido de su capacidad de transmitir y alojar aguas. Hidráulica fluvial y marítima: Especialidad que trata del movimiento de las aguas superficiales. A continuación se presentarán algunos elementos fundamentales de las disciplinas relacionadas con el agua subterránea, y en otra parte del curso se tratarán las aguas superficiales. El ciclo hidrológico engloba los diversos procesos que sigue el agua desde que penetra a la atmósfera, debido a la evaporación, en su mayor parte de los océanos, pero también de los lagos, ríos, suelo mojado y la transpiración de las plantas, como se ilustra en la Figura N° 1.1. Figura N° 1.1 Componentes del ciclo hidrológico Una vez que el agua ha penetrado la superficie, comienza su viaje hacia descendente DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 3
  • 4. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Las aguas infiltradas no evaporadas son conducidas hacia el medio subterráneo. Inicialmente atraviesa la zona no saturada, donde los poros (espacios vacíos) existentes entre las partículas del suelo contienen tierra, humedad y aire (3 fases diferentes). El agua puede abandonar esta zona y alcanzar la zona saturada, o bien permanecer en forma de humedad del suelo para luego ser devuelta a la atmósfera por medio de la vegetación, o por acción animal, en un proceso denominado evapotranspiración. Cuando el agua alcanza la zona saturada, va fluyendo desde áreas de alta carga hidráulica a otras de baja carga. Los estratos o capas del subsuelo que facilitan el movimiento de las aguas se denominan acuíferos. Una vez incorporada al acuífero, se desplaza a través de los poros de los materiales subterráneos y puede reaparecer en superficie en aquellas zonas de niveles inferiores a los de recarga, descargando naturalmente en forma de manantiales o alimentando directamente al cauce, manteniendo el caudal de estiaje de los ríos. De esta forma, las escorrentías superficiales y las descargas subterráneas completan el ciclo hidrológico en los océanos, y posteriormente lo recomienzan en la atmósfera. El tiempo que necesita una partícula para pasar a través de una o varias fases del ciclo cubre un amplio espectro: desde unas pocas horas a meses o, incluso, siglos. Los siguientes gráficos esquematizan los procesos principales de migración de contaminantes en el ciclo hidrológico. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 4
  • 5. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Ciclo Hidrogeoquímico DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 5
  • 6. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2 CONCEPTOS DE GEOHIDROLOGÍA: AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.1 PARÁMETROS HIDRÁULICOS FORMACIONALES: PROPIEDADES ELEMENTALES DE LOS SUELOS Propiedades elementales de los suelos en relación con la infiltración son: • Densidad de la masa • Densidad de las partículas • Porosidad • Contenido de agua en volumen • Grado de saturación Densidad de la masa. La densidad de la masa o densidad seca (bulk dry density) del suelo es Md ρb = Vt Dónde Md = masa seca de un volumen de suelo (secado a 105ºC durante > 16h) Vt = volumen total (original sin secar) Los valores típicos de ρb son 0,7 kg/m3 para turbas 1 hasta 1,7 kg/m3 para arenas o barros. Las arcillas tienen típicamente alrededor de 1,1 kg/m3. Densidad de partículas. La densidad de partículas ρm es M ρm = d Vd Dónde: Vd = volumen seco (sin aire, sin agua) Los valores típicos para ρm son de 2,645 kg/m3 para la mayoría de los suelos. Porosidad. La porosidad Φ es la proporción en volumen de espacio de poros Va + V w ρ Φ= = 1− b Vs ρm Dónde: Va = volumen de aire Vw = volumen de agua Vs = volumen de sólidos Los valores de porosidad varían desde unos 35 a 45% para arenas finas hasta 50 a 55% para arcillas, y para las turbas alcanza alrededor de 80%. La Figura N° 2.1.1. muestra la variación de la porosidad con el tipo de roca. La Tabla 2.1.1 muestra los valores típicos de la porosidad, para diferentes tipos de materiales. La porosidad efectiva o eficaz se define como el porcentaje de espacio de poros interconectado, que permite la inter-circulación de agua entre los mismos. 1 Acumulación de residuos vegetales en el suelo. Normalmente es un combustible fósil generado por la acumulación de estos residuos en sitios pantanosos, contiene un 60% de carbono, es de color pardo y tiene bajo poder calorífico. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 6
  • 7. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Figura N° 2.1.1 Relación entre la textura y la porosidad de las rocas (adaptado de Meinzer, 1923; Domenico y Schwartz, 1990). Material Intervalo de Porosidad (%) Piedra machacada > 30 Grava gruesa 24-36 Grava fina 25-38 Arena gruesa 31-46 Arena fina 26-53 Lodo 34-61 Arcilla 36-60 Piedra arenisca 5-30 Caliza 5-50 Pizarra 0-10 Basalto 3-35 Depósito glacial ≈32 Turba ≈92 Tabla N° 2.1.1 Valores de porosidad para diferentes materiales. Adaptado de Johnson, 1962, 1967. Contenido de agua en volumen. El contenido de agua θ es Vw M húmedo − M sec o θ= = Vs ρ wVs Esta es una propiedad importante del suelo y varía de 0 (cuando está seco) a saturación (alrededor del 40% arenas) y como veremos varía en el espacio y el tiempo. Existen métodos para determinar la humedad de campo en suelos, como la sonda de neutrones, la sonda de capacitancia de humedad de suelos o la reflectometría en el dominio del tiempo (Shaw, 1944). Grado de saturación. El grado de saturación s es la proporción de agua contenida en los poros y es una medida de la “humedad” del suelo. Vw θ s= = Va + V w Φ DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 7
  • 8. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.2 PROPIEDADES DEL SUELO Y MOVIMIENTO DEL AGUA SUBTERRÁNEA 2.2.1 Horizontes del suelo El agua subterránea, aunque es inmensa en volumen, también es casi estática con un movimiento muy lento en la dirección horizontal. El nivel de la capa freática; en cambio, sube y baja verticalmente, dependiendo del clima y del tipo de suelo. Los suelos tienen un papel importante en lo que le sucede a la precipitación, ya que en la matriz del suelo se pueden acumular grandes volúmenes de agua o nada en absoluto, dependiendo de la textura, porosidad, estructura, conductividad hidráulica del suelo, y humedad existente en el mismo. El agua dulce que se mantiene como humedad en el suelo es casi diez veces mayor que el agua dulce existente en los ríos (ver Tabla 1.1). La Figura N° 2.2.1 muestra un perfil vertical idealizado a través de una serie de capas de suelo. La capa superior normalmente es de vegetación de hierba, cosechas o árboles, pero puede ser suelo en bruto. Debajo de ésta, se encuentra la capa de residuos, más fácilmente identificable en zonas boscosas y compuesta de hojas muertas, cortezas y otros restos descompuestos. Debajo de ésta última aparece el suelo propiamente dicho que se describe en horizontes o capas. El superior u horizonte A en suelos minerales normalmente es terroso y rico en humus. Esta capa corresponde a suelo superficial (a veces llamado el suelo superior). Es la parte del suelo en que la materia viva es más abundante y en que hay más cantidad de materia orgánica. Al estar próxima a la superficie, queda más lixiviada 2 por la lluvia que las capas inferiores. El nivel medio u horizonte B a menudo llamado subsuelo, se compone principalmente del material original subyacente, aunque el mismo está bien entrelazado con raíces y microorganismos. Al estar entre los horizontes A y C, tiene algo de las propiedades de ambos con menos organismos vivos que A pero más que C. En comparación con el horizonte A, el horizonte B tiene un contenido mayor de óxidos de hierro y aluminio, humus o arcilla que en parte han sido lixiviados desde el horizonte A. El horizonte C más abajo es material de roca no consolidado y compuesto de una amplia gama de piedras y partículas de diversos tamaños. Por debajo del horizonte C está la roca madre consolidada. La profundidad de cada capa varía de milímetros a metros. Figura N° 2.2.1 Sección de suelo idealizada (adaptada de Hillei, 1980) 2 Acción erosiva del agua de lluvia, que consiste en arrastrar las partículas sueltas de suelo o residuos orgánicos e inorgánicos, a niveles más inferiores. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 8
  • 9. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS En hidrología subterránea, hay dos zonas distintas por encima del lecho de roca que pueden contener y transmitir agua. Estas son: la zona superior insaturada y la zona inferior saturada. Aparecen mostradas en la Figura Nº 2.2.2. El movimiento de agua en la zona insaturada es más complejo que el de la zona saturada. En este último, el parámetro clave es la conductividad hidráulica o la velocidad de movimiento del agua. Ésta se puede medir fácilmente y tiende a ser razonablemente constante. Sin embargo, en la zona insaturada la conductividad hidráulica puede variar en órdenes de magnitud dentro de un campo dependiendo fundamentalmente del grado de saturación y del estado actual de succión del suelo. Figura N° 2.2.2 Zona insaturada/saturada (adaptado de Bras,1990) 2.2.2 Distribución del agua en el perfil del terreno Una vez que el agua penetra la superficie del suelo, se distribuye dentro del perfil en función de ciertos parámetros físicos como ser gravedad, capilaridad, tensión superficial, etc. Las diferencias en dicha distribución dan origen a distintas zonas: 1) Zona de aireación: a partir de la superficie se divide en: - Franja edáfica: en los poros del material se encuentra aire y lo que se denomina agua del suelo. Aquí el agua se mueve por gravedad y tensión superficial, teniendo gran importancia la evaporación y transpiración vegetal. - Franja intermedia: está parcialmente saturada ya que todavía hay aire en los poros, pero menos que en la franja edáfica. El agua solo se mueve por gravedad sin influencia de la superficie. - Franja capilar: el agua se mueve por capilaridad, alimentada por los niveles inferiores totalmente saturados. 2) Zona de saturación: los poros del subsuelo están ocupados por agua, no hay aire. El movimiento del agua está regido por la gravedad y no solo se verifican movimientos verticales sino que también se evidencia un flujo horizontal, casi inexistente en la zona de aireación. La profundidad a la que se encuentran las distintas zonas varía en los períodos secos y húmedos, en función de la recarga de agua. El límite entre la zona de aireación y la de saturación constituye el nivel freático. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 9
  • 10. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.2.3 Contenido en agua del suelo La humedad del suelo es un fenómeno complejo bien descrito pero pobremente cuantificado. Todos los terrenos tendrán un máximo en la humedad del suelo cuando están saturados. Análogamente, si están en una situación extrema de déficit de humedad, su grado de humedad será el más bajo (no cero). En cualquier momento, el estado de humedad del terreno variará desde cerca de cero al máximo. Por tanto es una acción dinámica y responde a los antecedentes en las condiciones de humedad del suelo, a la lluvia caída y al efecto del calor solar. Es muy fácil cuantificar, en un perfil vertical de un terreno, los diferentes niveles de humedad del suelo (por ejemplo, el porcentaje de contenido de humedad). Sin embargo, por razón de la continua actividad por debajo y por encima de la superficie, los flujos de humedad de un horizonte a otro no son constantes. En épocas de lluvia, el movimiento de agua en la columna de suelo será hacia abajo debido a la gravedad o hacia arriba en dirección al nivel superior de agua por capilaridad. Después de las lluvias, el aire puede ser expulsado de los poros en la zona insaturada mediante presión hidrostática para permitir que el agua de infiltración ocupe los poros. En tiempos de sequía, la dirección del movimiento de agua será hacia arriba en dirección a la superficie del terreno por capilaridad desde el agua subterránea. Resumiendo, el destino del agua caída en la lluvia depende en gran medida de los siguientes factores: • Zona climática • Características del suelo • Antecedentes en las condiciones de humedad del suelo Con respecto al agua del suelo, ocupa tres fases diferentes en una matriz de suelo: • Agua de poros • Agua higroscópica o adsorbida • Agua absorbida La figura Nº 2.2.3 presenta un esquema del agua en el suelo. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 10
  • 11. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Figura N° 2.2.3 Agua en el suelo (adaptado de Weismer, 1970) El agua de poros es con mucho el mayor volumen de agua en el suelo, y el más fácil de expulsar. El agua higroscópica se adsorbe (adherida en la superficie de la partícula de cada grano) y se mantiene allí por las fuerzas de tensión superficial. El agua absorbida (en el interior en cada grano) requiere la eliminación del agua de poro y del agua higroscópica antes de que se pueda secar. Los suelos arenosos tienen grandes poros y se pueden secar fácilmente. Sin embargo, las partículas de arcilla tienen poros pequeños (aunque una mayor porosidad que la arena) y pequeñas partículas con una intensa actividad higroscópica y se requieren grandes fuerzas de succión para romper las fuerzas higroscópicas de tensión superficial. El fenómeno de la succión en el suelo se ilustra colocando una gota de agua sobre una partícula de suelo seco. El agua es atraída rápidamente hacia el suelo hasta que se satura y entonces se adhiere una capa fina al perímetro de los granos de suelo. Esta película higroscópica se mantiene con intensas fuerzas de tensión superficial. Estas fuerzas se expresan en bares, es decir que 1 bar es la presión equivalente a 10,23 m de altura de columna de agua. La capacidad de campo y el punto de sequedad (marchitamiento o agostamiento) son parámetros adicionales de humedad de suelo muy utilizados en estudios de suelo agrícola. Después de que el suelo se ha saturado y el exceso de agua se ha drenado, el suelo queda en capacidad de campo. La vegetación extrae humedad del terreno hasta que no puede más. En este punto se produce el agostamiento y el contenido de humedad se conoce como el punto de sequedad. La Figura Nº 2.2.4 muestra una relación general entre la humedad y la textura del suelo. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 11
  • 12. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Figura N° 2.2.4 Relación general entre las características de humedad del suelo y su textura. 2.2.4 Movimiento del agua en el terreno y conductividad hidráulica El movimiento del agua tiene lugar en el terreno bajo tres condiciones distintas: - Flujo saturado - Flujo no saturado - Flujo en fase vapor Todo el movimiento de agua bajo la capa freática es del tipo de flujo saturado. Desde una perspectiva bidimensional, el movimiento de agua puede ser en vertical hacia abajo o lateralmente como interflujo. La velocidad de movimiento depende de la conductividad hidráulica del terreno. El flujo no saturado tiene lugar en respuesta a la gravedad o gradiente de humedad. Una vez que existe capacidad de campo, la acción capilar extrae el agua hacia arriba en dirección a las raíces y la vegetación. Después del humedecimiento de los suelos, el agua fluye hacia abajo debido a la gravedad. El mecanismo del movimiento del agua en flujo insaturado es de poro a poro. Puede existir agua en fase vapor en los poros de un terreno y ser extraída hacia arriba al evaporarse. La velocidad de movimiento depende del gradiente de temperatura, la humedad relativa, el tamaño de poro y su continuidad, así como la cantidad de agua disponible. Por eso es tan importante hacerse a la idea de la evaporación también desde las profundidades de una columna de suelo. El agua se mueve en los ríos debido a la pendiente o gradiente en su superficie libre. Mientras más pronunciada sea la pendiente más rápido fluye el agua. Como las superficies de los lagos tienen poca pendiente, el agua fluye lentamente. En los suelos y acuíferos, el agua también fluye si tiene un gradiente, aunque varios ordenes de magnitud más lentamente que en el flujo de un río. Este gradiente se llama gradiente hidráulico. En los ríos, el agua siempre fluye de forma prácticamente horizontal (supuesto flujo unidimensional). Sin embargo, bajo la superficie del terreno, el agua puede fluir en dirección x, y o z (vertical). La forma en que el agua fluye en el terreno depende del tipo de suelo y de su estado actual de humedad. Por ejemplo, en verano, una matriz de suelo arenoso se puede secar, y si cae lluvia, ésta se moverá en vertical hacia abajo a través del suelo para ayudar a llenar los poros del terreno con agua. En cambio, si el estado de humedad está próximo al de capacidad de campo, entonces la principal dirección de movimiento del agua puede ser la horizontal. Esta dirección es habitualmente a lo largo del gradiente de la línea de superficie de agua, que puede seguir la pendiente topográfica. La velocidad a la que se mueve el agua se llama conductividad hidráulica. Es fácil evaluar el comportamiento del flujo en un medio poroso saturado. Éste es el caso habitual en los acuíferos. Sin embargo, hay veces en que el estado del terreno también es insaturado. Puede haber aún movimiento de agua en el terreno, pero puede estar restringido debido a la excesiva succión del suelo. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 12
  • 13. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS dh La ley de Darcy establece que: q = − Ki = K dz Dónde: q = el flujo de Darcy, m3/m2.s i = el gradiente hidráulico, dh/dz, m/m K = la conductividad hidráulica, m/s Normalmente h es la altura en relación a un nivel de referencia, pero para flujo no saturado la altura total es h = ψ+z Dónde: ψ = la altura de succión. La altura de succión, responsable de mantener el agua sobre la superficie de las partículas sólidas en flujo no saturado, llega a ser significativa en medida que la humedad del suelo disminuye. La variación de la conductividad hidráulica a lo largo de la columna de suelo aparecen en el ejemplo de la figura Nº 2.2.5 en función del contenido de humedad. La succión del suelo o la tensión del suelo se mide mediante tensiómetros en campo. Figura N° 2.2.5 Ejemplo de variación de la altura de succión de suelo ψ y la conductividad hidráulica K con el contenido de humedad θ para una arcilla (adaptado de Raudkivi, 1979) 2.2.5 Déficit de humedad del suelo. El déficit de humedad del suelo (Soil Moisture Déficit: SMD) es un término utilizado habitualmente en ingeniería agrícola. Cuando la humedad del terreno está por debajo de la capacidad de campo, se dice que tiene déficit de humedad de suelo. Cuando está saturado no hay déficit de humedad de suelo. El SMD es un parámetro cuantificable y está relacionado con la magnitud de la lluvia, grado de humedad en el suelo y evapotranspiración. Una cuenca pierde agua a tasas mayores o menores que la evapotranspiración potencial (PE), dependiendo de si la humedad del suelo está por encima o por debajo de la capacidad de campo. La evapotranspiración real (ET) es menor que PE cuando la vegetación no puede extraer agua desde el terreno. Después de la lluvia (si el suelo está saturado), no podrá absorber más agua, así que se producirá la escorrentía. El terreno en este caso continuará «cediendo» agua a la vegetación hasta que se llegue a un estado temporal de equilibrio, cuando ET=PE, es decir, que quede en la capacidad de campo. En este punto SMD = 0. A medida que el suelo se seca SMD aumenta y ET disminuye. La magnitud de SMD y ET varía. Si SMD aumenta más aún, ET se hace menor y en el punto de sequedad SMD es el máximo y ET despreciable. Es importante notar que SMD es un número acumulativo, dependiendo del SMD de los meses previos. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 13
  • 14. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS La Figura N° 2.2.6 es un esquema idealizado y simplificado de la secuencia de tiempos de la humedad del suelo relacionada con la lluvia y PE para un ciclo en una zona de temperatura septentrional (en el hemisferio norte). Se detallan tres tipos de vegetación hierba, arbustos y árboles. Cada uno tiene una profundidad de raíz diferente, señaladas como tres capas horizontales distintas. En primavera cuando PE > P (precipitación), el suelo entra en un SMD primero en las capas superficiales. A medida que la primavera avanza hacía el verano el SMD penetra más en profundidad hasta que todas las zonas de raíces (árboles incluidos) están en SMD. En el otoño, P > PE y las capas superiores del terreno llegan a recargarse de agua, mientras que las capas inferiores están aún en SMD. En este punto, el movimiento de agua es vertical hacia abajo en la columna de suelo. A medida que el otoño avanza hacia el invierno, la profundidad de la recarga de agua se hace mayor hasta que todas las capas están llenas de agua y no hay SMD a ninguna profundidad. El conocimiento del déficit de humedad del suelo es importante en agricultura y en hidrología. En las épocas de alto déficit de humedad las cuencas tienden a ser menos susceptibles a producir inundaciones. Figura N° 2.2.6 Ciclo idealizado de humedad anual para tres tipos de vegetación. (Bedient y Huber, 1988.) 2.2.6 Tipos de Acuíferos Un «acuífero» se define como una formación de suelo o roca portadora de agua que contiene cantidades suficientes de ésta para ser explotada y traída a la superficie mediante pozos. Un acuífero puede ser «confinado» o «libre (no confinado)». La Figura N° 2.2.7 presenta un esquema de los diferentes tipos de acuíferos. El acuífero superior es libre, es decir que tiene una línea de nivel freático natural con libertad para subir o bajar. Un acuífero confinado esta restringido por un estrato superior impermeable llamado «capa acuiclusa», que inhibe el movimiento del agua hacia arriba. Cuando se perforan una serie de pozos en el acuífero confinado, el agua se elevará y llegará a su propia línea de nivel freático. Esta línea es la línea piezométrica o sea la debida a la presión hidrostática del acuífero confinado. En el área de la Provincia de Entre Ríos existe un acuífero confinado denominado Acuífero Guaraní, el cual se encuentra a profundidades del orden de 1.000 m, abarcando un área muy extensa de Bolivia, Uruguay, Argentina y Paraguay. Sus principales características se presentan en http://www.sg-guarani.org/index/site/index.php?language=es, que trata del Proyecto de Gestión de dicho Acuífero actualmente en curso, el cual es coordinado por la Organización de Estados Americanos (OEA) y financiado parcialmente con donaciones del Fondo para el Medio Ambiente Mundial (FMAM o GEF). DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 14
  • 15. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Figura N° 2.2.7 Esquema de los tipos de acuíferos. 2.2.7 Reservas de agua Para no deteriorar el recurso es importante conocer las reservas de aguas subterráneas y programar su explotación. Existen dos tipos de reservas: 1) Reservas permanentes: es la cantidad de agua que siempre permanece en un acuífero independientemente de las variaciones estacionales. Está representada por el menor nivel piezométrico dentro de un año hidrológico. 2) Reservas renovables: es el agua comprendida entre las variaciones de nivel piezométrico dentro de un año hidrológico. Teóricamente solo debieran explotarse las reservas renovables. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 15
  • 16. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.2.8 Parámetros de Producción de agua de un acuífero La capacidad de producción de agua de un acuífero es un parámetro físico significativo en hidrogeología que es función de varios parámetros, incluyendo: 1. Producción específica: la cantidad de agua del acuífero que drena libremente bajo la influencia de la gravedad (expresada como porcentaje). Por definición es menor que la porosidad ya que parte del agua no es libre de drenar debido a las fuerzas atractivas y de enlace tales como la tensión superficial. Algunos valores típicos aparecen en la Tabla N° 2.2.1. 2. Coeficiente de almacenamiento, S: en cierto modo similar a la producción específica, este parámetro expresa el volumen de agua que un acuífero libera (o acumula) por unidad de superficie y por unidad de variación en longitud en la altura piezométrica. Para acuíferos confinados 10-5 < S < 10-3. Para acuíferos libres 10-2 < S < 0,35 (Davis y Cornwell, 1991). Las unidades son m3 de agua/m3 de acuífero. 3. Gradiente hidráulico, dh/dx: la pendiente de la línea de la superficie piezométrica en m/m. La magnitud de la «altura» determina la presión sobre el agua subterránea para moverse y a qué velocidad. 4. Conductividad hidráulica, K: en la zona no saturada, la conductividad hidráulica se definía como una medida de la capacidad de un medio (suelo) para permitir el paso del agua en unidades de m/s. Con respecto a acuíferos, el medio no es el suelo sino normalmente roca (aunque puede ser arena). K es una propiedad tanto del medio como del flujo y es dinámica, variando con el contenido de humedad. En este apunte, usamos los términos conductividad hidráulica y permeabilidad indistintamente. Los valores pueden oscilar sobre 12 órdenes de magnitud con los valores más altos para gravas y calizas (entre 10-12 y 10-4) y los más bajos para rocas ígneas 3 y metamórficas 4 unifraccionales así como arcillas (10-8 a 10-14). Algunos valores típicos aparecen en la Tabla N° 2.2.1. Tabla 2.2.1 Parámetros del suelo según el tipo de material. Adaptado de Johnson, 1962, 1967. 5. Transmisividad, T: la velocidad de flujo por unidad de ancho del acuífero bajo un gradiente hidráulico dh/dz unitario (valores típicos 10-4 < T< 10-1). Según la Ley de Darcy: T = Kb m2/s donde b = espesor (altura) del acuífero 3 Roca volcánica procedente de la masa en fusión del interior terrestre. 4 Roca que ha sufrido cambios en su forma y estructura, debido a la acción de los agentes externos e internos (atmosféricos, presión, calor, etc.) DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 16
  • 17. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.2.9 Flujo de agua subterránea 2.2.9.1 Generalidades Al igual que en el flujo de la zona no saturada, el flujo en acuíferos es hasta cierto punto tridimensional. Sin embargo, si el gradiente hidráulico es predominantemente unidireccional, el flujo será casi unidimensional. Si la conductividad K = Kx = Ky = Kz entonces el acuífero se considera isótropo 5 y éste es el caso del flujo más sencillo de analizar. Si K es independiente de la localización dentro del acuífero, se dice que es homogéneo. Normalmente en el análisis, el flujo se supone isótropo y homogéneo. Como vimos anteriormente, la ley de Darcy para el flujo de agua subterránea es: dh h2 − h1 Q = − KA = KA dx l 2 − l1 donde Q = flujo (horizontal) a través del acuífero, m3/s K = conductividad hidráulica, m/s A = área de la sección transversal, m2 h2 - h1 = caída de presión, m l2 – l1= diferencia de longitud (a lo largo de la dirección horizontal x entre h2 y h1), m también Q dh q= =K A dl ∂h ∂h ∂h qx = K x ; qy = K y ; qz = K z ∂x ∂y ∂z donde q = descarga específica o flujo por unidad de superficie Ejemplo: Determinar la capacidad de flujo diario y la transmisividad de un acuífero de piedra si: • La profundidad del acuífero es de 15 m • El ancho es de 800 m • La longitud es de 2 km • La variación de altura de presión en los 2 km es de 3 m. Solución: Supóngase la conductividad hidráulica K = 6 x 10-7 m/s = 5,2 x 10-2 m/día dh Q = KA dl Q = 5,2 x 10-2 x 800 x 15 x 3/2000 = 0,94 m3/día Transmisividad, T = Kb = 5,2 x 10-2 x 15 = 0,78 m2/día Las ecuaciones generales de flujo para agua subterránea son desarrolladas en varios textos generales de hidrología e hidrogeología (Bras, 1990; Domenico y Schwartz, 1990). Aquí se presentan brevemente a los efectos de comprender su capacidad para transportar contaminantes. 5 Sus propiedades no dependen de la dirección espacial. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 17
  • 18. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.2.9.2 Flujo en un Medio Saturado La Figura N° 2.2.8 representa un volumen de control unitario de un medio saturado. Se aplica el concepto de balance de materia en una unidad de suelo para determinar la ecuación de flujo. Figura N° 2.2.8 Elemento de roca saturada sin superficie libre El balance de materia neto en la dirección x es: ⎛Variación en el ⎞ ⎛ Caudal en masa ⎞ ⎛ Caudal en masa ⎞ ⎜ ⎟ ⎜ ⎟ ⎜ ⎜ hacia la unidad ⎟ − ⎜ desde la unidad ⎟ = ⎜ almacenamiento de ⎟ ⎟ ⎝ ⎠ ⎝ ⎠ ⎜ masa con el tiempo ⎟ ⎝ ⎠ ⎡ ∂ ( ρq x )Δx ⎤ ∂ ( ρn ) ρq x Δy Δz − ⎢ ρq x + ⎥ ΔyΔz = ∂t Δx Δy Δz ⎣ ∂x ⎦ donde n es una porosidad efectiva (unidades de longitud), también denotada como ne ρn es la masa de agua por unidad de volumen qx= flujo por unidad de área perpendicular a la superficie Δy-Δz la ecuación anterior entonces se reduce a ∂q x ∂n x − = ∂x ∂t En tres dimensiones ⎛ ∂q ∂q y ∂q z ⎞ ∂n −⎜ x + ⎜ ∂x + ⎟= ⎟ ∂t ⎝ ∂y ∂z ⎠ Introduzcamos el término “almacenamiento específico”, S0, como el volumen de agua liberada del almacenamiento por unidad de volumen de acuífero y por unidad de cambio en la altura de presión (Bras, 1990), es decir, dimensiones de inversa de la longitud. De la fórmula de presión hidrostática: P = ρg ( h − Z 0 ) donde h = altura piezométrica (Z0 = referencia) ⎛ ∂q ∂q y ∂q z ⎞ ∂h −⎜ x + ⎜ ∂x + ⎟ = −S 0 ⎟ ⎝ ∂y ∂z ⎠ ∂t Para condiciones de estado estacionario ⎛ ∂q ∂q y ∂q z ⎞ −⎜ x + ⎜ ∂x + ⎟=0 ⎟ ⎝ ∂y ∂z ⎠ DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 18
  • 19. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Al introducir la Ley de Darcy, es decir q x = K x (∂h / ∂x) . Luego ∂ ⎛ ∂h ⎞ ∂ ⎛ ∂h ⎞ ∂ ⎛ ∂h ⎞ ⎜Kx ⎟ + ⎜Ky ⎜ ⎟ + ⎜Kz ⎟ ∂z ⎟=0 ∂x ⎝ ∂x ⎠ ∂y ⎝ ∂y ⎠ ⎝ ∂z ⎠ Si la roca se puede considerar isótropa, es decir, K = Kx = Ky = Kz, entonces puede extraerse fuera de los paréntesis, resultando: ∂2h ∂2 ∂2h + + =0 ∂x 2 ∂y 2 ∂z 2 es decir (la ecuación de Laplace) ∇2h = 0 Las diversas técnicas para la solución de la Ecuación de Laplace incluyen métodos gráficos, analogías eléctricas y métodos numéricos que se discuten en Shaw (1994), Bras (1990) y Wang y Anderson (1982). Existen soluciones analíticas basadas en los supuestos de simplificación de Dupuit y Forcheimer para flujo no confinado. Estos supuestos son: 1. El gradiente hidráulico dh/dx se aproxima a la pendiente del nivel freático y la pendiente de la superficie libre. 2. El nivel freático y la superficie libre son «prácticamente» horizontales. 3. La descarga es constante en toda la profundidad de flujo evaluada. La ecuación de Laplace es la base para resolver problemas numéricos de flujo en medios porosos. Esto se puede extender más allá de la hidrodinámica para incluir la química del agua y resolver problemas de flujo de contaminantes en casos de agua subterránea. 2.2.9.3 Flujo en Acuífero No Confinado La Figura N° 2.2.9 muestra el patrón de flujo de agua subterránea entre dos ríos cuyos niveles de agua son diferentes. Figura N° 2.2.9 Flujo en un acuífero libre entre dos masas de agua sin recarga Si el flujo se supone unidimensional y estacionario (una vez que se descarga todo el exceso de agua en el lado con nivel más bajo), con una conductividad hidráulica K, entonces la ecuación de Laplace es: d 2h =0 dx 2 Integrando h2 = ax + b DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 19
  • 20. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Condición de contorno 1: h = hL en x = 0 Por tanto b = hL 2 Diferenciando la ecuación de Laplace dh 2h =a dx De la ecuación de Darcy dh q = − Kh dx La ecuación de Laplace se convierte en dh 2q h 2 = 2h x + hL = hL − 2 2 x dx K Condición de contorno 2: h = hR al x = L 2q hR = hL − 2 2 L K Por tanto q= K 2 2L ( hL − h R 2 ) (Ecuación de Dupuit) La ecuación de Laplace se convierte en hR = hL − 2 2 x 2 L ( ) hL − hR (Parábola de Dupuit) 2 Esta última ecuación da la variación lineal de la altura del nivel freático una vez estabilizado, el cual atraviesa la “isla” desde el río izquierdo hasta el río derecho de la Figura N° 2.2.9. Las ecuaciones anteriores se verifican solo en el caso de no existir recarga. Recarga es la proporción de lluvia que (eventualmente) se hace camino hacia el acuífero y eleva el nivel freático. Si la recarga es R, entonces: dq =R dx De la Ley de Darcy dh q = − Kh dx Por tanto: dq Kd 2 h 2 =− =R dx 2dx 2 Integrando la ecuación anterior dos veces Rx 2 h =− 2 + ax + b K Igual que en el caso de no recarga, las condiciones de contorno son las mismas, resultando: b = hL 2 hR − hL RL 2 2 y a= + L K DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 20
  • 21. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Sustituyendo y ordenando, llegamos a x 2 Rx h 2 = hL − 2 (hL − hR ) + 2 ( L − x) L K Esta ecuación parabólica determina la forma de la línea de nivel freático. Con ella puede determinarse el caudal a través del acuífero. Diferenciando la ecuación anterior resulta: dh hR − hL R 2 2 2h = + ( L − 2 x) dx L K Utilizando la Ley de Darcy esta última ecuación se convierte en − 2q hR − hL R 2 2 = + ( L − 2 x) K L K entonces: K 2 R q= ( hL − hR ) − ( L − 2 x ) 2 2L 2 Esta última es la ecuación de Dupuit para flujo con efecto de recarga. Ejemplo De la Figura N° 2.2.10, determinar la altura y posición del nivel freático en la divisoria de aguas si la recarga se estima en 0.05 mm/día, a un acuífero de arena gruesa. Recarga Figura N° 2.2.10 Acuífero aislado libre con recarga. Solución: Para un acuífero de arena gruesa suponemos K ≅ 1,16x 10-4 m/s (tabla N° 2.2.1), es decir K ≅ 10 m/día. En la divisoria de aguas, el flujo se divide y el de la izquierda va a la izquierda y el de la derecha va a la derecha. Por tanto no hay flujo donde h = hmáx y así, de la ecuación de Dupuit para flujo con efecto de recarga queda como: K 2 R q=0= ( hL − hR ) − ( L − 2 x ) 2 2L 2 Despejando x y sustituyendo los valores de hL, hR, L, K, y R, resulta: x= 1⎡ 2⎣ K 2 ( 2 ⎤ ) ⎢ L − LR h L − h R ⎥ = 3,2 km ⎦ x 2 Rx Sustituyendo en la ecuación h 2 = hL − 2 ( hL − h R ) + 2 ( L − x) resulta: h = 19,4 m L K Nótese que la altura sobre la divisoria de aguas es mayor que la del más alto de los dos ríos o lados de la “isla”, por efecto de la recarga. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 21
  • 22. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Como vimos, el acuífero freático se alimenta del agua de lluvia que se infiltra y percola desde los niveles superiores del suelo, para luego descargar en ríos, lagunas y mares. Pero también puede recibir aportes desde esos cuerpos superficiales de agua. La napa se recarga de una u otra fuente, dependiendo de las disponibilidades de agua según se produzcan períodos lluviosos o secos. Cuando hay gran disponibilidad de agua en la napa, ésta alimenta a los cuerpos superficiales pudiendo elevar el nivel freático hasta que supera la superficie del terreno, formando una laguna. Existe una total intercomunicación entre la napa freática y las aguas superficiales, generando un sistema de flujos que tiende a lograr el equilibrio de las presiones hidráulicas. La estrecha conexión entre la superficie del terreno y la napa freática, hace que las actividades antrópicas perturben fácilmente el comportamiento y las características del agua freática, por lo cual en el caso de que se utilice para provisión de agua (Figura 2.2.11), su calidad suele ser deficiente. Figura N° 2.2.11 Obtención de agua mediante un pozo en el Acuífero Freático El agua se mueve a distintas velocidades en el terreno, generalmente más rápido en las zonas cercanas a la superficie, donde los gradientes de presión son mayores. En las tres siguientes figuras se muestra el comportamiento de la napa subterránea según sea el nivel de agua libre. Figura N° 2.2.12 a) Situación normal Figura N° 2.2.12 b) Napa que aporta (aguas bajas en el río o laguna) Figura N° 2.2.12 c) Napa que recibe (aguas altas o crecida en el río o laguna) DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 22
  • 23. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.2.9.4 Características del Flujo en Acuíferos Confinados Constituyen acuíferos sepultados, que no tienen comunicación directa con la superficie y están sometidos a la presión litoestática correspondiente a la columna de sedimentos superiores. Este estado de aislamiento es consecuencia de la interposición de capas impermeables entre el acuífero y la superficie. Se denominan acuífugos a los estratos que no admiten ni transmiten agua, acuícludos son los que admiten pero no transmiten, mientras que acuítardos son aquellos que solo transmiten agua muy lentamente. (Figura N° 2.2.13) Figura N° 2.2.13 Esquema de un Acuífero Confinado Los acuíferos suelen estar constituidos por arenas o gravas. Las rocas graníticas y volcánicas forman acuífugos, las arcillas acuícludos y los limos se comportan como acuitardos. Cuando un acuífero está limitado por un acuitardo, suele llamárselo acuífero semiconfinado ya que el acuitardo le permite cierta recarga (Figura Nº 2.2.14.) Figura N° 2.2.14 Esquema de Acuíferos Semiconfinado y Confinado Así como el acuífero freático posee un nivel freático que lo caracteriza, para los acuíferos confinados se define el nivel piezométrico. El nivel piezométrico es una superficie virtual en la cual la presión hidráulica del acuífero iguala a la presión atmosférica. Gráficamente se define mediante las alturas que alcanza el agua dentro de los pozos perforados hasta el acuífero en cuestión (Figura N° 2.2.13). Sí la presión hidráulica es muy elevada, el nivel piezométrico puede superar la superficie del terreno y al perforar, el agua surge naturalmente para formar un pozo surgente o artesiano. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 23
  • 24. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Los acuíferos confinados poseen distinta calidad de agua según los suelos y sedimentos que atraviesan. Es habitual que los acuíferos profundos estén localizados en arenas marinas resultando, aguas salobres. El estado de confinamiento ayuda a la preservación de la calidad de agua del acuífero, por ello es más difícil que se produzca la contaminación del mismo. Pero el confinamiento dificulta la recarga, siendo comunes los problemas de depresión del acuífero por sobre-explotación (Figura N° 2.2.15). Los acuíferos confinados constituyen una de las principales fuentes de agua de consumo a nivel mundial. Figura N° 2.2.15 Sobreexplotación de acuíferos En la Figura N° 2.2.16 se ilustran las características típicas de acuíferos en la llanura pampeana. Figura N° 2.2.16 Acuíferos típicos en la llanura de Buenos Aires En síntesis, el flujo en el acuífero es función de la permeabilidad, que es la propiedad de los materiales de permitir el pasaje del agua. Depende no solo de la cantidad de poros que posee el material (Porosidad n), sino también de la forma e interconexión de los mismos (Porosidad efectiva o eficaz ne). El gradiente hidráulico que representa la variación de las presiones de confinamiento por unidad de distancia, es el que define el sentido del escurrimiento. Se denomina almacenamiento al volumen de agua que puede extraerse de un acuífero variando su carga hidráulica. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 24
  • 25. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.3 HIDRÁULICA DE CAPTACIONES: FUNDAMENTOS 2.3.1 Tipos de captaciones Para extraer agua del terreno se utilizan diversos tipos de captaciones, por ejemplo 1- Pozos excavados Es probablemente el tipo de captación más antiguo. En la actualidad se excava con máquinas y en rocas duras con explosivos. Sigue siendo la elección más adecuada para explotar acuíferos superficiales, pues su rendimiento es superior al de un sondeo de la misma profundidad. Otra ventaja en los acuíferos pobres es el volumen de agua almacenado en el propio pozo. Diámetro, de 1 a 6 metros o más. Profundidad, generalmente de 5 a 20 metros. 2- Sondeos Son las captaciones más utilizadas en la actualidad. Los diámetros oscilan entre 20 y 60 cm. y la profundidad en la mayoría de los casos entre 30 - 40 m. y 300 o más. Si la construcción es correcta, se instala tubería ranurada sólo frente a los niveles acuíferos, el resto, tubería ciega. Ver Figura N° 2.3.1 Figura N° 2.3.1 Ejemplo de un Sondeo para extracción de agua Se denomina “desarrollo” a los trabajos posteriores a la perforación para aumentar el rendimiento de la captación, extrayendo la fracción más fina en materiales detríticos o disolviendo con ácido en calizas. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 25
  • 26. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 3- Galerías Ya existían galerías para agua en la Mesopotamia en el siglo IV a.C. Con una ligera pendiente, el agua sale al exterior por gravedad, sin bombeo. Se excavan igual que en minería. En las islas Canarias es la captación más frecuente, generalmente con varios km. de longitud. Ver Figura Nº 2.3.2. Figura N° 2.3.2 Ejemplo de una Galería para extracción de agua 4- Drenes Similares a las galerías, pero son tubos de pequeño diámetro, perforados con máquina, normalmente hasta unas decenas de metros. Son más utilizados para estabilidad de laderas que para la utilización del agua. Ver Figura Nº 2.3.3. Figura N° 2.3.3 Ejemplo de Drenes 5- Zanjas de drenaje Se utilizan en acuíferos freáticos de muy poco espesor. Profundidad de 2 a 4 metros y longitudes de unas decenas a varios centenares de metros. Se excavan una o varias zanjas, que, siguiendo la pendiente topográfica, vierten a un pozo colector desde el que se bombea. Se utilizan tanto para explotación del agua subterránea poco profunda como para el drenaje necesario para la estabilidad de obras. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 26
  • 27. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.3.2 Cono de descensos de un acuífero por bombeo Vamos a analizar el comportamiento del agua subterránea cuando se bombea en un sondeo vertical. Supongamos que empezamos a bombear en un acuífero libre cuya superficie freática inicial fuera horizontal. El agua comienza a fluir radialmente hacia el sondeo, y, transcurrido un tiempo, por ejemplo unas horas, la superficie freática habría adquirido la forma que se presenta en la Figura N° 2.3.4, denominada cono de descensos. Esto puede apreciarse realmente si en los alrededores del sondeo que bombea existen otros sondeos para observación de los niveles (ver Figura N° 2.3.5). La forma convexa del cono se explica así: El agua que fluye radialmente hacia el sondeo tiene que atravesar cada vez secciones menores (las paredes de imaginarios cilindros concéntricos con el sondeo), de modo que, según Darcy, si disminuye la sección, tendrá que aumentar el gradiente para que el producto permanezca constante. Figura N° 2.3.4 Cono de descenso alrededor de un sondeo bombeando (Margat 1962) Figura N° 2.3.5. Corte del cono de descensos. La generatriz del cono corresponde a la ecuación s=f(r) DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 27
  • 28. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.3.3 Cono de descensos en acuíferos confinados En un acuífero libre, es la superficie freática la que toma la forma del cono de descensos. En cambio, si lo que se bombea es un acuífero confinado o semiconfinado, y suponemos que la superficie piezométrica inicial es horizontal, al iniciar el bombeo es dicha superficie la que forma el cono de descensos, y son igualmente válidas las consideraciones anteriores.(ver Figura 2.3.6) En ambos casos, libre y confinado, el agua circula radialmente hacia el sondeo, pero la diferencia es que en el acuífero libre el agua circula por toda la sección transversal, desde el cono hacia abajo, mientras que en el confinado solamente circula por el propio acuífero. < CAPA IMPERMEABLE < ACUÍFERO < CAPA IMPERMEABLE Figura N° 2.3.6 Cono de descensos en un acuífero confinado. Los cilindros concéntricos representan las superficies equipotenciales, cuya pérdida progresiva de energía queda reflejada en el cono formado por la superficie piezométrica 2.3.4 Régimen permanente y variable A medida que pasa el tiempo, el cono de descensos va aumentando tanto en profundidad como en extensión. Estamos en régimen variable. Si en el sondeo de observación de la Figura N° 2.3.5 hemos medido los descensos en varios tiempos sucesivos, observamos que la variación en ese punto (Figura N° 2.3.7.a) es más rápida en los primeros momentos, y progresivamente la velocidad del descenso se va ralentizando. Esto es debido a que cuando el cono es mayor, para liberar el mismo volumen de agua necesita un descenso menor: en la Figura N° 2.3.7.b, entre t1 y t2 ha transcurrido el mismo tiempo que entre t3 y t4; si el caudal de bombeo es constante, el volumen de agua liberado en ambos incrementos de tiempo es el mismo, pero el descenso entre t3 y t4 es menor. Figura N° 2.3.7. (a) Descenso en un sondeo de observación en función del tiempo. (b) Las franjas entre t1 - t2 y t3 –t4 han sido producidas en idénticos incrementos de tiempo y presentan en el dibujo la misma superficie (en realidad, el mismo volumen). Por eso los descensos son cada vez menores. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 28
  • 29. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Las franjas marcadas en la Figura 2.3.7.b) en un acuífero libre se han vaciado de agua, mientras que si se trata del cono de un confinado reflejan una disminución del potencial hidráulico, que multiplicado por el coeficiente de almacenamiento indica el volumen de agua liberado. Si el acuífero no recibe alimentación, el descenso continuaría y el diámetro del cono aumentaría sin detenerse. En condiciones naturales, el cono de descensos puede tomar agua de un río, un lago o de otro acuífero. Si esto sucede, los descensos se estabilizan, alcanzándose el régimen permanente o de equilibrio (Figura N° 2.3.8). En estas condiciones, la forma y tamaño del cono se mantienen aunque el sondeo siga bombeando ininterrumpidamente. En la realidad, en muchas ocasiones se produce un régimen quasi-permanente, en el que aparentemente no hay variación con el tiempo, pero en un intervalo de tiempo largo, de varios días, puede llegar a apreciarse un descenso de unos pocos centímetros. Figura N° 2.3.8 Estabilización de los descensos después de un cierto tiempo de bombeo. 2.3.5 Formas del cono según las características del acuífero Si el acuífero tiene un mayor coeficiente de almacenamiento (S) o porosidad eficaz (ne), los descensos serían menores, ya que el acuífero proporciona más agua, y por tanto el tamaño del cono sería menor (Figura N° 2.3.9.a) Si el acuífero tiene una mayor transmisividad (T), la pendiente necesaria para que el agua circule será menor.(Figura N° 2.3.9.b) Figura N° 2.3.9 (a) A igual transmisividad, el cono es mayor cuánto más bajo es el Coeficiente de Almacenamiento. (b) A igual Coeficiente de Almacenamiento la pendiente del cono aumenta cuánto más baja es la transmisividad. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 29
  • 30. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.3.6 Fórmulas que expresan la forma del cono de descensos Desde mediados del siglo XIX se intentó encontrar expresiones matemáticas que reflejaran la forma y evolución del cono de descensos. Es evidente la utilidad de estas expresiones en la práctica: podremos evaluar la influencia que tendrá un bombeo en puntos vecinos; si el radio de nuestro bombeo podría llegar a una zona determinada en la que se infiltra agua contaminada, o calcular si será preferible extraer el caudal necesario mediante un solo sondeo de mayor caudal o con varios de menor caudal, etc. Observamos en la Figura N° 2.3.5 que la ecuación del cono ha de ser s=f(1/r) [s=descenso, r=distancia], es decir, a más distancia, menor descenso. Será función del caudal (Q): si bombeamos un mayor caudal generaremos un cono mayor. En régimen variable, será además función del tiempo: s=f(1/r, t). En ambos casos, variable o permanente, será función del acuífero: mejor acuífero, menores descensos. Pero existe una diferencia fundamental: en régimen permanente, el acuífero ya no aporta agua por vaciado de poros (libre) o por descompresión (confinado), sino que solamente transmite el agua radialmente hacia el sondeo que bombea. Por tanto, si se trata o no de un “buen acuífero” en régimen permanente dependerá de la transmisividad (T), mientras que en régimen variable dependerá de la transmisividad y del Coeficiente de Almacenamiento (S), que en un acuífero libre corresponde a la porosidad eficaz (ne). En resumen, las fórmulas que reflejen la forma del cono han de ser así: Régimen permanente: s = f (1/r, Q, 1/T) Régimen variable: s = f (1/r, t, Q, 1/T, 1/S) 2.3.6.1 Supuestos Básicos Las fórmulas más sencillas que nos expresan la forma del cono de descensos se refieren al caso más simple posible que reúne las siguientes características: - Acuífero confinado perfecto - Acuífero de espesor constante, isótropo y homogéneo - Acuífero infinito - Superficie piezométrica inicial horizontal (=sin flujo natural) - Caudal de bombeo constante - Sondeo vertical, con diámetro infinitamente pequeño (=agua almacenada en su interior despreciable) - Captación “completa” (= que atraviese el acuífero en todo su espesor) Posteriormente, las formulaciones básicas, válidas para esas condiciones ideales, se van complicando para adaptarse al incumplimiento de una u otra de las condiciones referidas: acuífero semiconfinado o libre, acuífero que se termina lateralmente por un plano impermeable, bombeo variable, etc.. 2.3.6.2 Ecuaciones de un Pozo en Régimen permanente Al estar en régimen permanente, el caudal (Q) que estamos extrayendo es el mismo que, fluyendo radialmente hacia el sondeo, está atravesando cualquier cilindro concéntrico con el sondeo (Figura N° 2.3.10). DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 30
  • 31. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS < CAPA IMPERMEABLE < ACUÍFERO < CAPA IMPERMEABLE Figura N° 2.3.10. Acuífero confinado en régimen permanente Aplicamos la ley de Darcy al flujo del agua subterránea a través de una de esas secciones cilíndricas, de radio r medido desde el eje del sondeo: Q=K.A.i donde: Q = caudal que atraviesa la sección de área A (caudal constante que está siendo bombeado) A = sección por la que circula el agua = 2. π . r . b [ b = espesor del acuífero] K = permeabilidad del acuífero i = gradiente hidráulico = dh/dr Integrando entre r1 y r2 (Figura N° 2.3.9) Como h2 – h1 = s1 – s2 (Figura N° 2.3.11 Figura N° 2.3.11. Niveles y Descensos en dos puntos de observación. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 31
  • 32. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS La fórmula no es válida para acuíferos libres, ya que a medida que el agua se acerca radialmente al sondeo no sólo disminuye la sección al disminuir el radio del cilindro imaginario que atraviesa el agua, sino también disminuye la altura de dicho cilindro. Además, el flujo ya no es horizontal como en el caso expuesto del confinado. No obstante, el error es aceptable si los descensos producidos son despreciables frente al espesor saturado del acuífero; habitualmente se acepta si los descensos no superan el 10% de dicho espesor, aunque esto en acuíferos libres de poco espesor (por ejemplo, aluviales) no se cumple. Aplicación de la fórmula si conocemos la Transmisividad del acuífero: Necesitamos también un punto de observación (en otro sondeo, a una distancia r1 del que bombea, el descenso estabilizado es de s1 metros). Con esos datos y el caudal de bombeo Q, podremos calcular el descenso a cualquier distancia. Un caso especial sería el cálculo del radio del cono o radio de influencia, R ; basta calcular la distancia a la que el descenso es 0. 2.3.6.3 Ensayos de bombeo Los ensayos de bombeo se realizan in situ con objetivos que incluyen: • Determinación de los parámetros hidrogeológicos de conductividad hidráulica, coeficiente de almacenamiento • Determinación de la cantidad/calidad del suministro de agua • Determinación de la sostenibilidad de la producción máxima • Evaluar el impacto del descenso de nivel en los pozos vecinos 6 • Proporcionar datos de base sobre las características y comportamiento del pozo (Daly, 1994). La gama de ensayos a pequeña escala que dan lugar a una pequeña descarga del pozo y que se usan para determinar K incluyen: • Ensayos a presión ascendente y descendente. • Ensayos de varilla y gancho • Ensayos a presión constante • Ensayos de obturador • Ensayos de trazadores Los ensayos a mayor escala que implican una mayor descarga del pozo, y que se utilizan para determinar cantidad, calidad y comportamiento incluyen: • Ensayos de descenso de nivel por etapas • Ensayos de descarga constante Los ensayos se describen con mayor detalle en la mayoría de los textos de hidrogeología. En el ensayo a presión ascendente descendente se introduce rápidamente en el pozo un volumen fijo de agua, suficiente para producir un aumento instantáneo del nivel de agua. Se registra el nivel de agua del pozo a medida que va descendiendo con el agua deslizándose hacia el acuífero. En el ensayo de altura ascendente, se saca una cantidad fija. Cuando se representan los cambios en altura frente al tiempo, se puede determinar la conductividad hidráulica (Daly, 1992). Los demás ensayos a pequeña escala son variaciones de éste. En los ensayos a gran escala, se pueden determinar la producción del pozo en cantidad y calidad así como los parámetros que definen el comportamiento del mismo. Se registran los niveles del pozo y de pozos testigos de observación así como en los cauces cercanos antes del ensayo de bombeo. El ensayo típicamente sobrepasa las 24 horas y normalmente es de 72 horas, durante las cuales o bien se mantiene una tasa de bombeo o bien se establecen una serie de tasas de bombeo constantes, por ejemplo comenzando a 40 m3/h durante 6 horas seguidos de 35 m3/h durante 6 h, etc. Las medidas de descenso de nivel se representan a intervalos de tan sólo 30 s durante los primeros 30 minutos hasta unas 2 a 3 hs al segundo y tercer día. 6 Lo que se denomina afección (o afectación) DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 32
  • 33. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 2.3.6.4 Determinación de Conductividad K con pozo en régimen estacionario En este punto vamos a re-escribir las ecuaciones de forma de determinar los parámetros del suelo. La Figura N° 2.3.12 representa el flujo radial a un pozo en un acuífero confinado. Figura N° 2.3.12 Flujo en régimen estacionario en un acuífero confinado Es de interés determinar los parámetros de conductividad hidráulica K y transmisividad T. Para ello el pozo de bombeo se rodea de dos pozos de observación no para bombeo, como se muestra en la Figura N° 2.3.13 (en este caso, para un acuífero libre). Figura N° 2.3.13 Flujo de régimen estacionario de un acuífero libre, con pozos de observación El flujo se considera bidimensional y el acuífero se supone homogéneo e isótropo. De la ley de Darcy, dh dh Q = KA = K × 2πrb dx dr donde r = distancia radial hasta un punto arbitrario en la curva de extracción b = altura (espesor del acuífero, en el caso confinado) es decir el volumen πr 2 b es el volumen del acuífero disponible para producir agua. La integración después de la separación de variables resulta en: h − hw Q = 2πKb ln(r / rw ) DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 33
  • 34. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Para la deducción de la ecuación véase Bras (1990): Q ⎛r ⎞ T = Kb = ln⎜ 2 ⎟ 2π (h2 − h1 ) ⎜ r1 ⎝ ⎟ ⎠ donde T es la transmisividad del acuífero. Donde los pozos de observación, h1, y h2, están adyacentes uno al otro a una distancia radial r1 y r2 de la línea central del pozo y r2 >r1. La Figura N° 2.3.13 es un esquema del flujo radial a un pozo en un acuífero libre. La ecuación de Darcy es dh Q = 2π rKh dr Integrando h2 − h12 2 Q = πK ln(r2 / r1 ) Q ⎛r ⎞ K= ln⎜ 2 ⎟ π (h − h1 ) ⎜ r1 2 2 2 ⎝ ⎟ ⎠ Dónde h1 = altura del nivel freático en el pozo de observación 1 a una distancia radial r1 y h2 es la altura del nivel freático en el pozo de observación 2 a una distancia radial r2 (r2 > r1). Gráficamente, se puede calcular representando los descensos del nivel de agua en función de log(r) (Figura N° 2.3.14). Si disponemos de más de dos puntos de observación, como en la figura, el trazado de la recta será más fiable. Se obtiene una recta, ya que en la fórmulas anteriores los descensos son una función lineal de los logaritmos de las distancias. El radio del cono se lee directamente, y de la pendiente de la recta se calcula la transmisividad T. A mayor T, menor pendiente: pensemos que ese gráfico es una imagen deformada del cono de descensos, y habíamos visto que al aumentar la transmisividad, disminuía la pendiente del cono. Figura N° 2.3.14 . Datos para un bombeo de ensayo en régimen permanente con varios pozos DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 34
  • 35. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 3 CONTAMINACIÓN DEL AGUA SUBTERRANEA 3.1 INTRODUCCIÓN El agua subterránea por su ubicación en el subsuelo, está más protegida de la contaminación que el agua atmosférica y el agua superficial, del aire y el suelo. Pese a ello puede ser vulnerada por diferentes tipos de contaminantes. Estos pueden ser de origen orgánico, inorgánico y también de acciones resultantes que modifican sus características físicas (temperatura). Los contaminantes orgánicos vivos (bacterias o virus) se encuentran en suspensión, los orgánicos inertes (derivados de compuestos químicos e hidrocarburos) pueden estar en solución o suspensión en función de su solubilidad y los inorgánicos, predominantemente en solución. La contaminación es la alteración de las propiedades físicas, químicas y/o biológicas del agua por la acción de procesos naturales o artificiales que producen resultados indeseables. Las características físicas más comunes son: temperatura, pH, turbidez, olor, color y las químicas: SDT, tipo y concentración aniónica, tipo y concentración catiónica, otros compuestos solubles, etc. Las características biológicas: modificación de la composición biológica natural, ya sea introduciendo nuevos organismos o eliminando los existentes. Además la contaminación puede ser natural y artificial y esta última, directa o inducida. Natural. Es común, la salinización por contacto con sedimentos marinos y salinos, o yacimientos metalíferos (Pb, Hg, Zn, Cu, Ag), no metalíferos o radiactivos y la incorporación de oligoelementos como F y As, a partir de sedimentos de origen volcánicos. Artificial directa. Es la más frecuente y se la puede clasificar de acuerdo al sitio donde se produce o a la actividad que la genera (urbana y rural) o (doméstica, industrial, agropecuaria). Urbana: vertidos domésticos; residuos de los escapes de los motores; pérdidas en las redes cloacales; lixiviados de basuras o rellenos sanitarios (Figura Nº 3.1.1); humos y desechos líquidos, sólidos y semisólidos de la industria (Figura Nº 3.1.2). Rural: el origen de los contaminantes y las fuentes de polución, son actividades agrícolas y ganaderas. Doméstica: vertido de jabones, detergentes, lavandina, materia orgánica (alimentos, fecal, basura en general). Cuando no se dispone de desagües cloacales, el resultado es la generación de ambientes propicios para la reproducción bacteriana y la formación de NH3, NO2- y NO3- (nitratos). Industrial: Contaminación de la atmósfera por la eliminación de humos y otros compuestos gaseosos y del suelo y el agua por vertidos líquidos, sólidos y semisólidos. Además por la infiltración de los contaminantes atmosféricos, que caen solos o arrastrados por la lluvia. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 35
  • 36. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Figura Nº 3.1.1 Fuentes de contaminación originadas en rellenos o depósitos de residuos Figura Nº 3.1.2 Fuentes de contaminación originadas en residuos enterrados DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 36
  • 37. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Agropecuaria: Empleo de plaguicidas y fertilizantes para mejorar la productividad. Los primeros (organoclorados u organofosforados), son altamente tóxicos (DDT, Aldrín, Dieldrín, Paratión, Malatión, Folidol, etc.). Fertilizantes (materia nitrogenada, fósforo y potasio). La materia nitrogenada se oxida a NO3- que es muy soluble, estable y móvil, mientras que el P, el K y sus derivados son fijados con facilidad por las partículas arcillosas del suelo. Otra fuente de contaminación en el ámbito rural, es la producida por las heces del ganado en corrales, tambos y bebederos, y especialmente en los feed lots, que concentran altas cargas de materia orgánica. En estos casos al deterioro en la calidad bacteriológica, hay que agregarle un fuerte incremento en el tenor de NO3-. La solubilidad, movilidad y degradabilidad, condicionan el comportamiento del contaminante en relación a su permanencia y perdurabilidad en el medio. Así, las bacterias provenientes de los vertidos fecales, rara vez subsisten mas de 50 días en el agua si esta no posee una adecuada concentración de materia orgánica. Los NO3- por su parte pueden mantenerse en solución en forma casi indefinida, salvo que sean reducidos a NO2-, N2, NH3 o NH4+(amonio), por el potencial redox del medio o por actividad bacteriana. Artificial inducida. Es la que deriva de la sobreexplotación; la más común es la salinización en acuíferos costeros, o por ascenso de agua salada de fondo en acuíferos continentales (Figura Nº 3.1.3). agua dulce alta K baja K agua salada alta K Figura N° 3.1.3. Contaminación artificial inducida. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 37
  • 38. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 3.2 TIPOS DE CONTAMINANTES Y SUS FUENTES DE EMISION 3.2.1 Problemas de calidad del agua subterránea natural Los principales problemas de calidad del agua subterránea natural vienen causados la dureza, hierro, manganeso, sulfuro de hidrógeno, sulfato y cloruro sódico. Con la excepción de la dureza y del cloruro sódico, plantean problemas ocasionales en los acuíferos pequeños y pobres más que en los acuíferos importantes. (Kiely, 1998), en base a una adaptación de Daly (1991b). Dureza. El agua subterránea que pasa a través de la caliza disuelve los compuestos de calcio y magnesio que provocan la dureza. En consecuencia, las aguas duras son comunes en las zonas calizas, con concentraciones de dureza totales que varían de 200 a 400 mg/l. Esto puede ser beneficioso para la salud y dar un gusto agradable. Por el contrario, niveles muy altos pueden ser una molestia, debido a la formación de incrustaciones en cacerolas, tuberías y calderas. Hierro y manganeso. La concentraciones en exceso de hierro no suelen causar problemas de salud pero son preocupantes por razones estéticas y de gusto. Cuando se extrae de un pozo o del grifo, el agua puede ser incolora pero, al entrar en contacto con aire, el hierro precipita para formar un depósito rojizo-marrón que recuerda al herrumbre. Esto da un gusto metálico al agua y mancha las tuberías y la ropa. El manganeso produce una coloración negra del agua. El origen del hierro pueden ser minerales ferrosos en las rocas y suelos, la contaminación por residuos orgánicos u ocasionalmente la corrosión de los accesorios de hierro en el sistema de distribución de agua. El agua subterránea de ciertos tipos de roca tales como calizas fangosas oscuras, pizarras y arenisca y de zonas de turba puede contener concentraciones muy altas de hierro. La ruptura de residuos orgánicos de fosas sépticas, granjas y otras fuentes puede producir la formación de dióxido de carbono y condiciones deficitarias en oxígeno y puede disolver el hierro en el agua subterránea. El manganeso se suele asociar frecuentemente con el hierro aunque es menos predominante. También es un buen indicador de contaminación por residuos con alta DBO, como el efluente de silos agrícolas. Sulfuro de hidrógeno. El sulfuro de hidrógeno es un gas reconocible por su olor a «huevos podridos». Sólo está presente en agua desoxigenada, de rocas como arcilla negra, como calizas 7 o pizarras 8 que contienen pirita 9, o de lechos de evaporita 10. Suele asociarse con el de hierro. Sulfato. Pueden darse concentraciones significativas de sulfato, donde lentes de evaporita en calizas han producido niveles de sulfato de hasta 800 mg/l Los problemas causados por estos constituyentes pueden resolverse mediante sistemas de tratamiento de agua y, donde sea posible, eliminando las fuentes de contaminación. Cloruro sódico. La intrusión salina en los acuíferos puede dar lugar a altos niveles de NaCI en el agua subterránea. Los problemas se presentan en zonas donde las rocas son muy permeables y donde hay un bajo gradiente hidráulico. El problema puede exacerbarse por pozos de extracción de aguas subterráneas cercanos a la costa. 7 Roca sedimentaria que contiene carbonato de cal o de magnesio. 8 Rocas que se dividen fácilmente en lajas o láminas según planos paralelos entre sí, pero que son muy resistentes a la rotura en sentido perpendicular. Procede de sedimentos arcillosos que han sufrido metamorfosis. 9 Mineral de fórmula S Fe que cristaliza en forma característica. Con frecuencia el Fe se encuentra sustituido por Ni o Co. La pirita es el Sulfuro más abundante de todos; se puede encontrar en cualquier medio geológico 10 Tipo de sedimento que se produce al evaporarse el agua de mares y lagos de baja profundidad, y que es indicativo de condiciones de aridez. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 38
  • 39. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS 3.2.2 Actividades potencialmente contaminantes Se presenta una lista general de actividades potencialmente contaminantes (Tabla 3.2.1), con sus características clasificadas. Algunas de las actividades que generan riesgo serio de contaminación en países en desarrollo son comparables a aquellas que ocurren en países altamente industrializados, pero las que presentan la amenaza más seria en las naciones en desarrollo difieren significativamente, de sus similares en otros lugares. La diferencia entre contaminación de fuentes puntuales a identificables y contaminación difusa es de importancia fundamental, especialmente en la consideración de las medidas de control. Los compuestos de nitrógeno en las excretas no representan un peligro tan inmediato para las aguas subterráneas, pero pueden causar problemas mucho mas amplios y persistentes. Una indicación de la contaminación potencial de aguas subterráneas por nitratos proveniente de las unidades de disposición de excretas in-situ proviene de las siguientes consideraciones: una población de 20 personas/ha representa una descarga de hasta 100 kg/ha/año al suelo, la que, si fuera oxidada y lixiviada con 100 mm/año de infiltración, podría resultar en una recarga local de aguas subterráneas con una concentración de 100 mg N03-N/litro (nitrato). En la práctica se desconoce la proporción de nitrógeno depositado que será lixiviado, y, como consecuencia de varios procesos, se producirá dilución y reducción. Sin embargo, se puede esperar que los sistemas de saneamiento sin alcantarillado causen frecuentemente incrementos en la concentración de nitratos de las aguas subterráneas, incluso en climas relativamente húmedos. Es probable que provoquen mayores problemas en zonas áridas que no tienen un significativo flujo regional en el acuífero. En los sistemas anaeróbicos de aguas subterráneas con nivel freático poco profundo, la migración de amonio NH4+ (en vez de nitratos) puede causar problemas locales. Figura N° 3.2.1 Incrementos en la concentración de nitrato en aguas subterráneas de pozos municipales del gran Buenos Aires. (Algunas fuentes debieron ser abandonadas dada la alta contaminación por nitrato) DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 39
  • 40. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Tabla 3.2.1 Actividades potencialmente generadoras de cargas contaminantes Características de la Carga Contaminante Actividad Categoría de Princ. Tipos de Sobrecarga Hid. Descarga bajo Distribución Contaminante Relativa nivel del Suelo Urbanización Saneamiento sin alcantarillado u/r P-D nfo (+) * Fugas de alcantarillado (a) u P-L ofn (+) * Lagunas de oxidación de aguas servidas sin u/r P ofn (++) * revestimiento (a) Descarga de aguas servidas sobre el terreno (a) u/r P-D nsof (+) Descarga de aguas servidas a rios (a) u/r P-L nof (++) * Lixiviación de rellenos sanitarios a vertederos de u/r P osm * basura (a) Tanques de combustibles. u/r P-D o * Drenaje de carreteras. u/r P-D no (+) * Desarrollo Industrial. Fugas de tanques y tuberías (b) u P-D on * Derramamiento de productos químicos u P-D om (+) Lagunas de agua de procesamiento y efluentes sin u P oms (++) * revestimiento. Descarga de efluentes sobre el terreno u P-D oms (+) Descarga de efluentes a rios u P-L oms (++) * Lixiviado de relleno de residuos sólidos u/r P oms * Drenaje de patios u/r P on (++) * Deposición aereal. u/r D so Prácticas Agrícolas (c) a. CULTIVOS - Con productos agroquimicos r D no - y con irrigacion r D nos (+) - y con estiércol, lodo, desperdicios r D nos - y con irrigacion de aguas residuales r D nosf (+) b. CRÍA DE GANADO/PROCESAMIENTO DE COSECHAS - lagunas de efluentes sin revestimiento. r P fon (++) * - descarga de efluentes sobre el terreno. r P-D nsof - descarga de efluentes a ríos. r P-L onf (++) * Extracción mineral Cambio de régimen hidráulico. r/u P-D sn * Descarga de aguas de drenaje r/u P-D mn (++) * Lagunas de agua de procesamiento o lodo (barros) r/u P ms (+) * sin revestimiento Lixiviado de rellenos de residuos solidos r/u P nm * (a) Puede incluir componentes industriales. (b) También puede ocurrir en áreas no industriales. (c) La intensificación de cultivo presenta mayores riesgos de contaminación. u/r urbano/rural o compuestos microorgánicos sintéticos y/o carga orgánica P/L/D puntual/línea/difusa s salinidad n nutrientes m metales pesados f patógenos fecales DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 40
  • 41. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Si las aguas grises también se descargan a los sistemas de saneamiento in-situ, esto conducirá, a largo plazo, a exponer las aguas subterráneas a riesgo de una seria contaminación adicional como consecuencia de la diseminación progresiva de productos químicos domiciliarios que contienen un rango y una concentración creciente de compuestos orgánicos sintéticos. No se conoce lo suficiente sobre el comportamiento de estos compuestos en las aguas subterráneas, pero los desinfectantes con diclorobenceno son un ejemplo del problema potencial que existe. En los lugares donde se justifican técnica y económicamente, se pueden considerar numerosas medidas para reducir el riesgo o la escala de contaminación de las aguas subterráneas por sistemas de saneamiento in-situ. Estas medidas incluyen modificaciones en los diseños para reducir la profundidad de descarga y la carga hidráulica, la incorporación de un medio filtrante artificial, la eliminación de residuos sólidos nitrogenados y la estimulación de una desnitrificación in-situ. Las medidas para atenuar contaminación también podrían incluir recomendaciones mínimas de separación entre las unidades de disposición de excretas y las fuentes de aguas subterráneas para abastecimientos de agua potable. Sin embargo, bajo condiciones hidrogeológicas desfavorables, ambas tecnologías de bajo costo, el abastecimiento por pozos someros de agua potable y los sistemas de saneamiento in-situ, pueden resultar incompatibles. Figura N° 3.2.2 Distribución de Nitrato en las aguas subterráneas de los distritos General San Martín, Tres de Febrero y Lomas de Zamora del gran Buenos Aires en relación con el Desarrollo Urbano e Industrial. 3.2.3 Otras actividades urbanas e industriales contaminantes En muchos países aún continúan sin alcantarillado extensos sectores de áreas urbanas y marginales. Un creciente número de industrias y actividades (tales como textilerías, talleres de metales y de vehículos, imprentas, curtiembres, estaciones de combustible, etc.) con frecuencia tiende a localizarse en forma dispersa en estas áreas. La mayoría de estas industrias genera efluentes líquidos, tales como aceites y solventes. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 41
  • 42. UTN – REGIONAL CONCEPCIÓN DEL URUGUAY DISPERSIÓN DE CONTAMINANTES EN AGUAS SUBTERRÁNEAS Ante la falta de control, estos efluentes son descargados directamente al suelo, debido al alto costo de alternativas tales como tratamiento in-situ, o almacenamiento y transporte hasta lugares seguros de disposición. Con la creciente variedad y complejidad de productos químicos sintéticos que se usan en estas empresas, algunas actividades podrían representar una seria amenaza a largo plazo para la calidad de las aguas subterráneas locales con respecto a una amplia lista de compuestos, especialmente los hidrocarburos halogenados, algunos de los cuales, a pesar de su volatilidad, son solubles y móviles en los sistemas de aguas subterráneas. La industria produce la gama más numerosa y variada de contaminantes. En los países desarrollados, a fines de la década de 1980, se estimaba en aproximadamente 1 millón la nómina de compuestos orgánicos. De estos, unos 40.000 se producen y se utilizan en forma corriente, pese a que un número significativo es tóxico en diferente grados. A los citados hay que agregarle los metales pesados, fenoles, hidrocarburos, plaguicidas, etc. De los mencionados, algunos son altamente tóxicos, aún en concentraciones de millonésimas de gramo por litro de solución. a sup. freátic ca sup. piezométri acuitardo Figura N° 3.2.3. Producción Industrial de contaminación. En la Figura Nº 3.2.3 se reproduce esquemáticamente la producción industrial de contaminantes, la emisión al aire y los vertidos sobre el suelo y en el subsuelo. Los humos contienen contaminantes en diferentes estados (sólido, líquido, gaseoso) que deterioran al aire y luego llegan al suelo por su propio peso o arrastrados por la lluvia. Generalmente tienden a concentrarse en las depresiones topográficas (ríos, lagos, lagunas), llevados por el escurrimiento superficial, o a infiltrarse y pasar al subsuelo, si existen condiciones favorables para ello. En la figura, se aprecia también la migración a través de capas de baja permeabilidad (acuitardos), favorecida por el bombeo del acuífero semiconfinado subyacente, lo que genera una sobrecarga favorable al acuífero libre sobrepuesto. Este proceso fue el que permitió la migración de los NO3- contenidos en el Acuífero Pampeano hacia el Puelche infrapuesto, con el consecuente deterioro en la calidad de este último, en el Conurbano de Buenos Aires y en La Plata. DispersionEnAguasSubterráneas.doc – Lic. Julio Cardini Pág. 42