CURSO
DE CALIDAD DE AGUAS SUBTERRÁNEAS Y SU PROTECCIÓN
Red de vulnerabilidad de
acuíferos (CYTED) - Universidad Mayor de San Andrés
(La Paz, (Bolivia), CYTED, 21 al 24 de julio del 2003)
LA
CALIDAD DEL AGUA EN GRANDES CUENCAS SEDIMENTARIAS
(APUNTES
CURSO)
 Por: |
|
Fernando
Lopez Vera |
E-Mail: 
fernando.lopez-vera@uam.es
Facultad de
Ciencias. Universidad Autónoma de Madrid, España.
Telef: (34)
913 974 807. Fax: (34) 913 974 900
1.- ESTRATEGIAS PARA LA CONSERVACIÓN DE LA
CALIDAD DEL AGUA SUBTERRÁNEA
El
establecimiento de la calidad química del agua se basa en su
comparación con indicadores comunes, de acuerdos con los
requerimientos de uso de dicha agua. Sin embargo cuando se
trata de gestionar un acuífero, o en su caso una masa de
agua subterránea, de forma sostenible es necesario tener en
cuenta otras consideraciones; como son la tendencia en la
evolución de la calidad del agua y en caso necesario tomar
medidas para frenar dicha tendencia e incluso invertirla.
Para ello es necesario tener la referencia de la calidad
inicial o natural, que constituye el objetivo a alcanzar. De
la misma forma ante un acuífero contaminado las medidas a
adoptar tendrán como objetivo el recuperar dicha calidad de
referencia o calidad de base. Así pues el establecer la
línea de base o de referencia de la calidad natural de las
aguas subterráneas, es un elemento estratégico fundamental
para la gestión sostenible de los acuíferos, López-Vera,
2002 a y b. Esta estrategia es la adoptada por la Unión
Europea en su directiva sobre política del agua, DOCE (2000)
y desarrollada en CEC (2003).
La propuesta de la UE para establecer esta
línea base o fondo químico de las aguas subterráneas no se
encuentra desarrollada totalmente, pero se basa en la
distribución estadística de indicadores comunes, tanto de
elementos mayoritarios como minoritarios. Así mismo
recomienda la toma de muestras que participen activamente en
el ciclo del agua, predominantemente en la parte superior del
acuífero (<70m) y que sean recientes (>1985). Cuando
sea el caso, no obstante también considera muestras de
acuíferos profundos. La propuesta también establece la
definición de masa de agua subterránea, la metodología
analítica y de muestreo, así como las definiciones para
identificar las tendencias.
Cada masa o cuerpo de agua subterránea
identificada según las normas de la UE, presenta
características propias que es necesario investigar, aquí
haremos algunas consideraciones sobre el acuífero del
Terciario Detrítico de Madrid (en lo sucesivo ATDM ) que es
un extenso acuífero que contribuye al abastecimiento de 4
millones de habitantes.
2.- CONTEXTO GEOLÓGICO
El ATDM se instala es una subcuenca
tectónica que ocupa la porción centro septentrional de la
cuenca del Río Tajo, con una extensión de 2500 km2.
Se trata de una cuenca intermontana formada en condiciones de
clima semiárido continental, por abanicos aluviales
superpuestos, durante el Neogeno. En ella se pueden
distinguir un conjunto de tres facies sedimentarias, desde la
más próxima al área fuente de los sedimentos a las más
alejadas o de centro de cuenca, Figura 1:
Facies detríticas,
al pie de los macizos montañosos, que constituye el
principal acuífero. Se presentan en diferentes
subfacies, figura 1 (A, B, C), según las diferencias
litológicas (granitos, pizarras, etc) del área fuente,
que se reflejan en los sedimentos.
Facies evaporiticas,
constituidas por yesoso y margas yesiferas de centro de
cuenca, figura 1 (E)
Facies de transición
entre las dos anteriores, constituida por limos,
arcillas y margas, figura 1 (D)
El
paso de unas facies a otras es por cambio lateral, siendo
transgresivas con numerosas indentaciones, las detríticas
sobre las de transición y estas sobre las evaporíticas.
Las montañas del Sistema Central (Sierra del Guadarrama),
que constituyen el área madre de estos sedimentos, están
formadas por materiales plutónicos y metamórficas de edad
paleozoica. Principalmente, gneises, pizarras y esquistos
atravesados por intrusiones platónicas, de granitos de vario
tipo y adamellitas, a las que se asocia algunas
mineralizaciones de óxidos y sulfuros. Adosado al borde
montañoso afloran unas calizas karstificadas de edad
cretácica, que también constituyen un acuífero, figura 1
(F).
Figura
1
Distribución de litofacies en la cuenca de Madrid
A, B y C = Facies detríticas. D = Facies de
transición E= Facies evaporitica central. F= Calizas
cretácica de borde de la Sierra.
Bordes externos en blanco, rocas ígneas y metamórficas.
Dentro de la facies detrítica se distingue una gradación de
textura que va de las mas gruesas que corresponden a las
zonas apicales de los abanicos aluviales a las más finas de
las zonas dístales, por lo que se suele diferenciar una
formación gruesa de borde compuesta por bloques de rocas
graníticas y metamórficas de hasta 3 metros de diámetro,
englobados en una matriz de gravas finas y arenas gruesas,
que constituyen cuerpos tabulares. Hacia el interior de la
cuenca la formación anterior pasa lateralmente a la
denominada unidad detrítica intermedia, compuesta por
materiales conglomeraticos, arenas y arcillar. Estos
sedimentos pertenecen a diferentes niveles estratigráficos y
facies de desarrollo de abanicos aluviales y se extienden
hasta conectar con las facies de transición y evaporiticas
de centro de la cuenca, López-Vera, F (1977 a y b)
En
general hay una distribución del tamaño de grano y un
aumento de potencia de los niveles arcillosos desde el borde
hacia el centro de la cuenca. El resultado es una formación
constituida por niveles de arenas y arenas arcillosas, en
paquetes de pocos metros de espesor, que se encuentran
englobados en una matriz arcillosa.
El
espesor del acuífero esta condicionado por la profundidad
del basamento, que va de los 1200 a los 75 metros. Dicho
basamento esta formado por los mismos materiales, rocas
plutonicas, metamórficas y calizas que afloran en las
montañas
La
edad de estos materiales es Paleógeno-Neógeno y aunque en
conjunto se considera un acuífero único,
estratigraficamente se divide en dos subunidades: Una
inferior Paleógena, de matriz arcillo-arenosa con depósitos
de canal, de hasta 600 metros de potencia y otra superior
Neógena, de arcosas de grano grueso y medio, muy arcillosas,
en la que aumenta la proporción de arcillas y limos hacia el
centro de la cuenca, figura 2.
El
espesor útil máximo para la captación de agua, que
coincide con la unidad superior Neógena, puede alcanzar los
700 metros. A partir de esta profundidad la calidad del agua
empeora, viniendo marcado por un brusco aumento de
conductividad con valores superiores a los 1500m mS/cm, y de la
temperatura, López-Vera, F et al (1984)
Figura
2
Esquema general del acuífero indicando las zonas de recarga
FUENTE:
López-Vera, F. (1994. En la escala vertical “0 m”
es el nivel del mar ).
Sobre estos rellenos detríticos que colmataron la cuenca
tectónica, formando un extenso glacis, se encajo la red
fluvial cuaternaria, con valles de hasta 200 metros de
profundidad, a los que se asocia depósitos fluviales de
terrazas, fondos de valle, llanura de inundación, y glacis -
coluviones, abanicos y conos de deyección instalados al pie
de los relieves terciarios.
Litologicamente los depósitos cuaternarios están
constituidos por gravas, arenas y arcillas. Generalmente
conectados hidráulicamente con los ríos y pueden
proporcionar caudales interesantes. Sin embargo son
acuíferos muy vulnerables, por lo que la calidad de sus
aguas está muy influenciada por la que tenga la del río y
por las actividades antropicas muy intensa en estas zonas.
En
sentido estricto la masa de agua que constituye el ATDM seria
la que contiene la subfacies A de la figura 1 y el Neógeno
del la figura 2, que corresponden a las unidades gruesa de
borde e intermedia, constituyendo el acuífero más
importante a l que nos referiremos a continuación.
3.- MARCO HIDROGEOLÓGICO
A nivel general, el ATDM esta formado
por un conjunto de lentejones arenoso-arcillosos de pequeño
tamaño, distribuidos aleatoriamente en una matriz arcillosa.
Esta estructura le da al acuífero, en conjunto, un carácter
de único, libre, de gran potencia, heterogéneo y
anisótropo, de baja permeabilidad.
Sin embargo, en el ámbito local, de
sondeo, es la alternancia de niveles arenoso-arcillosos con
niveles arcillosos, lo que da un comportamiento semejante al
de un acuífero semiconfinado multicapa, López-Vera, F
(1985)
Los parámetros hidráulicos varias
entre los siguientes valores, tabla 1:
Tabla
1 Parámetros hidráulicos del Acuífero
Terciario Detrítico de Madrid
Parámetro
|
Rango
de valores
|
| Tranmisividad (T) |
1- 852 (m2/d) |
| Coeficiente de almacenamiento (S) |
10 –5 –10 –1 |
| Conductividad vertical (Kv) |
0,089 –031 (m/d) |
| Conductividad horizontal (Kh) |
10 –5 –0,9 (m/d) |
| Cociente de anisotropía (Kv / Kh) |
10 - 1000 |
| Porosidad (m) |
1-20 % |
El
modelo conceptual de flujo aceptado supone que la recarga del
acuífero se produce principalmente por la infiltración del
agua de lluvia en los interfluvios y en menor cuantía
lateralmente desde las montañas circundantes. La descarga se
realiza a los cauces fluviales, dando lugar a dos tipos de
flujo: uno local, a cauces fluviales adyacentes al
interfluvio, y otro regional, a cauces más lejanos al
interfluvio, pasando por debajo de los locales. La figura 3
presenta un esquema conceptual del sistema de flujo múltiple
como los descritos por Toth, J.A (1962 y 1963), en el que
esta muy exagerada la escala vertical.
Mediante estudios con isótopos ambientales
López-Vera, F et al (1980), López Vera, F (1994), se apunta
como fuentes de recarga también los aportes laterales de la
sierra del Guadarrama y los del acuífero carbonatado del
borde de la sierra. , Figura 2.
La cuantía de esta
recarga tampoco es bien conocida, si bien se manejan las
cifras estimadas de 150 a 200 hm3/año.
Figura
3
Esquema de la morfología del acuífero y el sistema de flujo
subterráneo.
Mostrando el borde NW con las rocas ígneas y metamórficas
de las montañas
del Sistema Central y el SE con las facies de transición y
evaporíticas del centro
de la cuenca (López-Vera, F.1985)
La
recarga en la zona de interfluvios depende de la
geomorfología de la zona. Hay unas zonas de recarga
preferentes coincidiendo con las depresiones de cabeceras de
arroyos, por las zonas donde se satura el suelo, en las que
la recarga se efectúa entre los meses de Noviembre a Abril,
figura 4.
Por otra parte, hay unas
zonas de recarga difusa, que son el resto de los interfluvios
que aportan agua al acuífero únicamente en momentos
excepcionales y de forma difusa, por lo que es de muy poca
cuantía, como se deduce de ensayos con trazadores
isotopicos, Araguas, L et al (1995) y López-Vera, F et al
(1995)
Como
consecuencia del modelo de flujo aceptado, los niveles
piezométricos varían con la profundidad: En los
interfluvios el potencial hidráulico disminuye al aumentar
la profundidad, es decir, los pozos más profundos tienen sus
niveles estáticos más profundos, mientras que en las zonas
de descarga, el potencial hidráulico aumenta con la
profundidad.
Figura
4
Recarga del acuífero Neógeno por infiltración en los
interfluvios:
(a) Zonas de recarga preferentes. (b) Zonas de recarga
difusa. López-Vera, F. et al (1995)
El
tiempo de residencia estimado a partir de dataciones con
Tritio, Carbono 14 y Cloruro -36, López-Vera, F et al (1980
y 1984) López-Vera, F (1980 y 1994),Gómez Martos, B, et al
(1980) arroja edades radiométricas que van de 2.000 a 16.000
años BP.
Convencionalmente se
consideran aguas antiguas o paleo aguas a las que tienen una
edad superior a los 10.000 años. En nuestro caso, al
tratarse de mezclas de agua estas edades pueden estar muy
alejadas de los valores medios, pues varios son los factores
a considerar:
La
presencia de aguas menores de 40 años, con tritio al limite
de detección, como uno de los componentes de la mezcla, en
una proporción que puede variar de <5 % a un 55%. Una
mezcla de un 20 % con agua moderna introduce un error (por
rejuvenecimiento) de 1000 años.
Son
frecuentes en las columnas de los sondeos niveles de arcillas
y margas con materia orgánica, cuya actividad en C-14 es
cero. También se señala en algunas muestras
sobresaturación respecto a la calcita, lo que detrae C-14 de
la solución al ser precipitado. Estos dos efectos solos o
combinados pueden producir un envejecimiento geoquímico de
varios miles de años.
Presumiblemente
las aguas más profundas son también más antiguas, siendo
imposible con los datos disponibles dar un tiempo de
renovación fiable, pero resulta razonable pensar que se
trata de unas mezclas de agua de unos pocos milenios de
antigüedad con aguas mayoritariamente jóvenes de menos de
40 años.
4.- COMPOSICIÓN QUÍMICA DE LAS AGUAS
Las características químicas de las
aguas del ATDM están muy influenciadas por el sistema de
flujo y por la litología del acuífero. En zonas de recarga,
durante el paso del agua de lluvia que se infiltra por la
zona no saturada se produce una hidrólisis de los silicatos,
principalmente, haciendo que aumente su contenido en SiO2,
en elementos alcalinos o alcalinotérreos, dándole una
facies químicas tipo bicarbonatadas cálcicas o magnésicas
Moreno, F et al (1979).
Cuando el agua entra en la zona
saturada sufre otra serie de procesos modificadores de su
quimismo (intercambio iónico con arcillas que aumentan su
contenido en Na y reducen el de Ca y/o Mg, hidrólisis de
silicatos con precipitación de SiO2 y
neoformación de arcillas, precipitación de carbonatos que
disminuyen el contenido en Ca y Mg, mezcla de aguas de
distintos tipos, reducción de sulfatos ...), que se traducen
en:
disminución de alcalinotérreos
aumento del pH
disminución de SiO2
disminución de T.S.D.
Con una marcada evolución geoquímica de las aguas desde las
zonas de recarga a las de descarga, López-Vera, F (1977 y
1985)
La
mineralización global del acuífero aumenta desde las zonas
de intertluvio de los ríos principales, Manzanares-Jarama y
Guadarrama-Manzanares hasta la zona sur del mismo, en
contacto con las facies de transición y evaporíticas.
Este aumento está producido por dos causas, principalmente:
Disolución
de rocas evaporitas, al entrar en contacto las aguas con
estas rocas en la zona de facies de transición y
evaporíticas. Dan lugar a aguas con alto contenido en
sulfatos, calcio y magnesio.
Por
envejecimiento de las aguas al haber realizado flujos de
largo recorrido a través de los materiales detríticos.
Este envejecimiento da un carácter alcalino al agua.
Se pueden definir unas características tipo de
estas aguas en función de que sea zona de recarga o de zona
de descarga, tabla 2.
Las desviaciones de la "configuración
tipo", (línea base), presentada anteriormente,
se atribuyen a influencias litológicas locales, descargas de
flujo de corto recorrido, infiltración en condiciones
climáticas diferentes, posición relativa de ciertas
captaciones en el sistema de flujo, cambios de gradiente
térmico, confluencia de flujos de distinto recorrido que
produce zonas de mezcla, efecto ión común, reducción de
sulfatos y nitritos, presencia de niveles de carbonatos,...
Las unidades gruesas de borde y detrítica
intermedia contienen aguas de tipo bicarbonatado-cálcico con
un T.S.D. entre 250 y 500 ppm y una dureza entre 10 y 50 °F,
como se ha expuesto en el cuadro n° 1; evolucionando hacia
facies bicarbonatadas-sulfatadas calco-sódicas al ir
acercándose a la unidad de transición.
Las aguas de la formación evaporítica son de
carácter mixto bicarbonatadas- sulfatadas
cálcico-magnésico, con altos contenidos en cloruros y
sodio. El T.S.D. está entre 1000 y 3000 ppm.
Tabla
2
Configuración tipo de las aguas (Unidades en mg/L)
En la unidad de transición las aguas son de
tipo bicarbonatado-cálcico, con alto contenido en magnesio,
un T.S.O. entre 500-1000 ppm.
Un estudio del fondo hidroquímico de elementos
traza, permite diferenciar varias poblaciones, que se
atribuye a la existencia de capas con diferentes condiciones
hidrogeoquímicas (pH, EH, concentración del metal, flujo) y
litológicas (mineralogía, origen, espesor de las capas,
según Gómez Artola, C et al (2001). Las variaciones de las
condiciones de pH y EH a lo largo del flujo provocan diversas
reacciones que van a solubilizar o precipitar estos metales
en distintas especies químicas. Así tenemos que en un campo
de pozos en zona de recarga tenemos mayor concentración en
fondo geoquímico de As, Al, B, Br, Co, Cu, Fe, Li, Mn, Be,
Sr, y Th y menos de Ba,Cd, P,Sb y U que en la zona de
descarga, destacando la diferencia de B, Be, Th y Sr, (mas
del triple) y la del Ba y P (menos de la mitad).
La evolución temporal de la composición
química de las aguas subterráneas con la explotación del
acuífero parece no presentar grandes variaciones, para un
campo de pozos. A modo de ejemplo, se presentan las tablas 3
y 4 de variaciones de los valores de concentración de
elementos mayoritarios y minoritarios en aguas tomadas en
pozos del Canal de Isabel II (C. Y. II, principal empresa de
abastecimiento que explota el ATDM) con profundidades entre
250 y 500 m, en dos momentos distintos de un período de
bombeo, ITGE- CY II (1997)
En las tablas 3 y 4 se observa que los aumentos
de concentraci6n son prácticamente iguales que las
disminuciones, en especial en los elementos mayoritarios y
siempre de muy escasa cuantía, por lo que no se pueden
considerar como significativas dichas variaciones
Tabla
3
Rango de variación de elementos mayoritarios para campos de
pozos del Canal de Isabel II. Elementos en mg/L.
conductividad mS/cm
Tabla
4
Rango de variación de elementos minoritarios para campos de
pozos
del Canal de Isabel II. Elementos en mg/L.
Sin embargo a un estudio detallado en los pozos
individualmente muestra cambios significativos en el quimismo
del agua.
5.- EFECTO DE LAS CAPTACIONES SOBRE LA
CALIDAD DEL AGUA
Estudios hidrogeoquimicos e
isotópicos detallados que realizamos en 13 pozos del sistema
de abastecimiento a Madrid pertenecientes al C.Y.II, con
profundidades comprendidas entre 350 y 600 m nos permitió
caracterizar químicamente el agua de diversos niveles de
profundidad y los cambios producidos por la mezcla de ellos
en los pozos que evolucionan con el bombeo, Gómez Artola, C,
et al, 1997 y López-Vera, F, et al (1997)
Todos los pozos tienen, el espacio
anular entre la pared del sondeo y la entubación, cementados
en los primeros 25-30 m desde la boca del sondeo y el primer
tramo filtrante se sitúa, en función de que el pozo se haga
en zona de interfluvio (recarga) o en zona de descarga, a
partir de los 100 o de los 40 m de profundidad. Los muestreos
se hicieron mediante bombeos escalonados que abatían
progresivamente el nivel dinámico.
En todos los casos las muestras se
diferencian estadísticamente por su composición si bien en
los pozos de zonas de recarga los escalones más profundos
comprenden características mezcla de muestras más
superficiales. También se observa como las muestras
procedentes de niveles más superficiales son saturadas en
calcita mientras que las mas profundas estas subsaturadas en
este mineral. En las zonas de descarga el proceso es inverso,
al predominar el flujo vertical ascendente. En todos los
casos, las mezclas en proporciones muy variables se
identificaron mediante balance de cloruros.
No obstante los cambios geoquímicos
observados con el bombeo el rango de variación, aunque
significativos, son pequeños y no afecta en gran medida a la
calidad del agua, sin embargo con bombeos prolongados, mas de
quince años de explotación continua, se han observado
cambios más importantes que afectan a la calidad, como es la
aparición de Arsénico y Nitratos en zonas donde queda
descartada la contaminación antropica.
En una industria cervecera tras casi
veinte años de explotación se detectaron en muy poco tiempo
concentraciones de As de hasta 365 mg/L y en campos de pozos
de urbanizaciones privadas concentraciones de 60 a 90 mg/L.
El problema se generalizo cuando la normativa sanitaria
redujo de 50 mg/L el limite máximo de As a 10mg/L
El origen del As se atribuye a
minerales primarios como arsenopiritas, sulfoarseniuros,
limonitas y arseniatos de hierro en estos materiales
detríticos de la cuenca de Madrid. En la existencia del As
intervienen fundamentalmente la movilidad y las propiedades
redox del medio. El As en agua es muy poco móvil, y en el
medio subterráneo profundo donde imperan las condiciones
reductoras precipita. Pero la existencia de hierro III como
elemento oxidante forma arseniatos que son más solubles.
Este fenómeno se manifiesta principalmente en la zona de
grandes abatimientos del nivel freático próxima a los
pozos, de forma que cuando se reinicia el bombeo es en estos
primeros momentos cuando se miden las mayores
concentraciones. El mismo comportamiento se ha observado en
elementos afines como el Plomo, Cobre, Zinc, Níquel, Cobalto
y Cromo.
En las zonas del acuífero próximas
a las facies de transición se observan de la misma forma
altas concentraciones de nitratos que se relacionan con la
explotación y en la que se descarta la contaminación
antropica, por ser una región de agricultura de secano, no
existir población ni granjas ganaderas, López-Vera, F (1981
y 1982). En esta zona se cita explotaciones de nitrato
potasico o salitre y de nitrato sodico durante los siglos
XVII y XVIII mediante lavado del terreno para la fabricación
de pólvora negra. Los nitratos se forman de manera natural a
partir de nitrógeno atmosférico en un medio oxidante y
alcalino como el que nos ocupa, al que contribuyen bacterias
nitrificantes propia de la vegetación natural. La alta
movilidad de los nitratos facilita su incorporación a las
aguas subterráneas y esta se incrementa con la explotación
al forzar el bombeo la infiltración. Este mecanismo es
responsable de un incremento del fondo geoquímico en esta
región de 10 a 20 ppm y concentraciones locales de hasta 40
ppm, que en ningún caso suponen una limitación al uso del
agua, según la normativa vigente.
6.- CONCLUSIONES
En las grandes cuencas sedimentarias
detriticas, se pueden diferenciar diversas masas de agua
subterránea, que en general guardan relación con las
diferentes litofacies. Estando determinada su calidad natural
por la litología y el flujo.
Es necesario considerar grandes
espesores de acuífero (> 70 m) y aguas con largos tiempo
de residencia. No obstante esto no afecta en gran mediada a
la calidad.
Las variaciones del valor de la
conductividad del agua con el tiempo, no esta asociado a un
mismo elemento químico y no es constantes ni en una
captación individual ni en un área determinada. Estas
variaciones de conductividad, se suelen asociar a cambios
paralelos de concentración de un conjunto de iónes
mayoritarios, no a las variaciones de pares de iónes
determinados.
Las captaciones más profundas pueden
presentar concentraciones más bajas que las mas someras. En
estas hay mas dispersión de valores y mayores rangos de
variación de concentraciones.
La línea base de calidad esta
determinada por la mezcla de aguas con pequeñas diferencias
geoquímicas, manteniéndose constante en un rango.
La explotación produce cambios
químico-físicos en el acuífero produciendo la
movilización de ciertos elementos minoritarios presentes en
los sedimentos que en ocasiones puede ser considerada como
una “contaminación natural”, como es el caso del
Arsénico y en ciertas ocasiones de los nitratos.
7-
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Madrid, Mayo del 2003.
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