1. Composición química de las aguas subterráneas naturales

1.1. Conceptos elementales 1.2. Substancias disueltas en el agua subterránea natural

Principales constituyentes químicos 1.2.1. Constituyentes mayoritarios

1.2.2. Algunos constituyentes minoritarios

1.2.3. Características físico-químicas

1.3. Incorporación de los constituyentes a las aguas

subterráneas

1.3.1. Ambitos de incorporación 1.3.2. Mecanismos de incorporación de solutos al agua subterránea

1.3.3. Fenómenos modificadores de la composición del agua

subterránea

1.4. Presentación gráfica de análisis químicos 1.5. Clasificación de aguas

1. LA COMPOSICION QUIMICA DE LAS AGUAS SUBTERRANEAS NATURALES

1 . 1 . CONCEPTOS ELEMENTALES

La composic ión de un agua puede contemplarse desde diferentes puntos de vista: químico. bacter io lógico. isotópico. etc En l o q u e s iguese hará referencia exclusiva a la composic ión química entendiendo por ta l el conjunto de substancias (generalmente inorgánicas) incorporadas al agua por procesos naturales Las substancias orgánicas disueltas en agua, aunque frecuentes. aparecen en concentraciones po r lo c o m ú n m u c h o menores que los constituyentes inorgánicos.

La composic ión química del agua subterránea natural se define a partir de los análisis de muestras recogidas adecuadamente y se cuant i f ica por medio de la concentrac ión de cada constituyente analizado. Aunque son más de 60 los constituyentes y propiedades del agua subterránea natural que pueden encontrarse cuant i f icados en análisis químicos. por lo general y en estudios convencionales, sólo se determinan entre 1 O y 20 parámetros fundamentales.

La incorporac ión de los constituyentes al agua. en variedad y concentraciones diferentes. es posible debido a su elevado poder disolvente y a sus propiedades de combinac ión. Esta incorporac ión de substancias al agua comienza incluso antes de que se incorpore al sistema de f lu jo subterráneo propio de cada acuífero. Gases, aerosoles. polvo y sales diversas. presentes en la atmósfera, reaccionan c o n el agua marcandoel pr imer esbozodel qu im ismode l agua de inf i l t ración

Una vez infi l trada -con unas características químicas definidas. or ig inadas en la atmósfera o e n la superf ic ie de l terreno por evapotranspiración- el agua puede sufrir modif icaciones drásticas en su composic ión c o m o consecuencia de u n conjunto de interacciones físicas. químicas y biológicas complejas con el medio.

Los factores que condic ionan entonces la composic ión del agua subterránea natural son múltiples. Entre ellos cabe citar: naturaleza y disposic ión espacial de los materiales con los que el agua entra en contacto, superficie y durac ión del contacto, temperatura. presión. existencia de gases. grado de saturación del agua en relación con las distintas substancias incorporables. etc etc

Aunque la composic ión media del agua subterránea suele considerarse invariable en u n acui fero o porc ión del mismo. n o debe olvidarse que las interacciones agua-medio, que determinan dicha composic ión. son procesos dinámicos que se desarrollan, a r i tmo diverso. tanto en el espacio c o m o en el t iempo. En consecuencia. la composic ión del agua subterránea natural debe contemplarse c o n la perspectiva de su posible variación espacio-temporal . Una composic ión

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quimica concreta por lo tanto no queda completamente definida si no se refiere a u n lugar y momento determinados

Como consecuencia de su composic ion y d e acciones naturalesexternas el agua presenta una serie de caracteristicasfisicoquimicas que j u n t o c o n sus constituyentes seanalizan en los parrafos que siguen

1.2. SUBSTANCIAS DISUELTAS EN EL AGUA SUBTERRANEA NATURAL PRINCIPALES CONSTITUYENTES QUIMICOS.

A pesar de la gran variabil idad de los elementos presentes en el agua subterránea y d e la desus concentraciones. éstos han sido clasificados. completando la c lasi f icación de Freeze and Cherry ( 1 979) . por su frecuencia de apar ic ión y valor de concentración decrecientes. en:

- Constituyentes mayoritarios o fundamentales Aniones: (HCO; +Coa). Cl-, SO,=. NO;. Cationes: Ca". M g " . Na'. K'. NH,' Otros: Coi. O,. Si04H, o Si02

- Constituyentes minor i tar ios o secundarios Aniones: Cationes. M n " . Fe". Li'. Sr" . Zn" .

Constituyentes t r a z a

F-, S=. SH-. Br; 1.. NO, PO,'. E 0 3

Al"'. Ti',. Co" . Cu". Pb++. N i " . Cr " , etc

Debe tenerse en cuenta. s in embargo. que en condic iones particulares u n constituyente minor i tar io puede alcanzar rangos de concentración que permitan incluir lo dentro de los mayoritarios

En un agua natural du lce estos constituyentes aparecen por l o general en forma iónica (sales casi totalmente disociadas) Con menor frecuencia se presentan en forma molecular. parcialmente disociadas o c o m o iones complejos de sustancias orgánicas o i i iorganicas

A cont inuación se hac.e una breve exposic ión de la características pr incipales de los constituyentes más significativos.

1.2.1. Constituyentes mayoritarios

* Anhidr ido carbónico (CO, ) , Bicarbonatos (HCO;) y Carbonatos (CO,=)

E l anidr ido carbónico disuelto en agua y los diversos compuestos que fo rma en ella juegan u n papel important is imo en la química del agua. E l anhídr ido carbónico se disuelve en el agua en func ión de su presión parcial [PC021 Una parte permanece en disolución en forma degas mientras otra reacciona con el agua para dar ácido carbónico (H,CO,) que se disocia parcialmente para dar iones carbonato y bicarbonato.

E! CO, disuelto en agua procede fundamentalmente de l a zona edáfica (respiración de organismos y descomposic ión de la materia orgánica) en la que alcanza presiones parciales del orden de 1 O-' a 10-3 bar. (0,0003 bar en la atmósfera exterior)

La disolución de calizas y dolomias. potenciada por el aporte de CO,y/o ácidos orgánicos o inorgánicos. es otra de las fuentes principales de carbonatos y bicarbonatos. Aunque con velocidades de incorporac ión al agua mucho menores, la hidrolisis de silicatos es ot ro de los mecanismos que da lugar a la formación de estos iones.

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En aguas c o n pH inferior a 8.3 -la rnayoria de las aguas subterráneas naturales- la especie carbonatada dominante es el i ón bicarbonato, En estas aguas la concentración de HC03- suele variar entre 50 y 400 m g / l aunque puede alcanzar valores de hasta 800 m g / l . Concentraciones de hasta 1 O00 m g / l . de H C O j pueden encontrarse en aguas pobres en Ca" y M g " o en las que se producen fenómenos de l iberación de C 0 2 (P.e. reducc ión de sulfatos) en el acui fero

En el cuadro siguiente se esquematizan las formas en que puede encontrarse el COZ que se disuelve en agua.

FORMAS DE C 0 2 DISUELTO EN AGUA

1 CO, ( l ibre) ........... COI agresivo (CO,) qui l ibrante (H2C03)

C0,TOTAL f COZ semicombinado (HCO;) í COZ combinado (CO,=)

C 0 2 (combinado) .. . . .

* Cloruros (U)

Si se exceptúan las evaporitas y rocas de or igen marino. las rocas por lo c o m ú n presentan escasa proporc ión de cloruros Sin embargo, dada la elevada solubi l idad de sus sales. estos pasan rápidamente a la fase acuosa pudiendo alcanzar concentraciones muy altas.

El agua de l luv iap i iedeser una fuente impor tantede ion Cl-, especialmenteen zonas próximas a la costa. La concentración de C l - e n el agua de l luvia disminuye rápidamente tierra adentro.

El i ón C l -no forma sales de baja solubi l idad, no se oxida ni se reduce en aguas naturales. no es adsorbido significativamente ni entra a formar parte de procesos bioquímicos. lo que le da un carácter de trazador casi ideal.

La concentración de Cl -en aguas subterráneas es muyvar iable, desde menos de 1 O m g í l a más de 2 . 0 0 0 ó 3.000 m g / l . En salmueras naturales, próximas a la saturación de NaCI. puede llegar a casi 2 0 0 . 0 0 0 mg/ l (Hem. 1 9 7 1 ) . E l agua de mar cont iene alrededor de 20.000 m g í l de CI: El rango de concentración usual en las aguas naturales subterráneas españolas se mant iene por debajo de los 1 0 0 mg/l. encontrándose los valores m á s frecuentes entre 20 y 60 mg/ l .

" Sulfatos (SO:)

E l i ón sul fato procede del lavado de terrenos formados en ambiente marino. de la oxidación de sul furos que se encuentran ampl iamente distr ibuidos en rocas igneas y sedimentarias. de la descomposic ión d e substancias orgánicas. etc. S in embargo. la d iso luc ión deyeso(CaS0, 2 H 2 0 ) y anhidr i ta (CaSO,) y otros t ipos de sulfatos dispersos en el terreno, representa f recuentemente el aporte cuantitativamente m á s significativo de este i ón a las aguas subterráneas.

El comportamiento del i ón SO: puede desviarse significativamente del teór ico predecible en base a los pr incipios de su disolución. por su tendencia a formar iones complejos c o n Na' y CaX y a incorporarse a procesos biológicos,

El i ón sul fato está somet ido a procesos de reducc ión especialmente en presencia de bacterias y de materia orgánica. En ambientes reductores. a pH menor que 7, la forma reducida estable es el H,S mientras que en soluciones alcalinas predomina el i ón HS-.

La mayoría de las aguas subterráneas sulfurosas presentan contenidos apreciables de H S - ó H2S que. incluso a Concentración m u y baja. conf ieren a l agua el t íp ico olor a huevos podr idos.

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En aguas dulces la concentración normal de SO: puede variar entre 2 y 1 5 0 m g / l . En aguas salinas. asociado a l Ca", puede llegar a 5 . 0 0 0 mg/ l : asociado con M g " y Na'. en salmueras. puede alcanzar hasta 200 000 mg/l.

* lones Nitrato (NO; !, Nitrito (NO; ) y Amonio (NH: 1

Los compuestos ni t rogenados presentes en las aguas naturales están int imamente relacionados con el c ic lo del n i t rógeno. La mayor parte del n i t rógeno aparece en forma gaseosa en la atmósfera (78% en volumen!. en forma oxidada constituye una relativamente importante f racción en los suelos y sustancias orgánicas (teiidos de animales o vegetales que lo extraen de la atmósfera para su metabol ismo) En las rocas. s in embargo. sólo se presenta c o m o elemento minor i tar io.

El nit rógeno puede aparecer en forma de NH3. NH; y, por oxidación. estas formas reducidas pueden transformarse en N, (gas) y, f inalmente. en NO; que es l a forma más usual y estable en que el n i t rógeno se presenta en las aguas subterráneas. Los procesos de oxidación-reducción de las especies nitrogenadas en el agua están influenciados por fenómenos biológicos y, en consecuencia. los productos finales dependerán del número y t ipo de organismos que intervengan en ellos

Generalmente el NH,', o el amoniaco libre. NH3. aparecen sólo c o m o trazas en aguas subterráneas naturales, aumentando su concentración cuando el medio es fuertemente reductor. Este compuesto es el producto f inal de la reducc ión de sustancias orgánicas o inorgánicas ni t rogenadas que naturalmente s e incorporan al agua subterránea

Dado que la presencia de amonio favorece la mult ip l icación microbiana su detección en cant idad significativa en el agua se considera c o m o indicacion de contaminación reciente probable.

E l i ón ni t r i to (NO; ) puede estar presente en las aguas bien c o m o consecuencia de la oxidación del NH30 c o m o resul tado de la reducción. microbiana o no, de los nitratos Su presencia en el agua ha de considerarse c o m o u n indic io fundado de una posible contaminación reciente (dada su inestabil idad) y, tal vez. de l a impotabi l idad del agua debida a la toxic idad deeste ión. consecuencia de su acción metahemoglobizante o hipotensiva.

No obstante. l a sola presencia de NO; y NH; en el agua subterránea n o debe ser considerada c o m o resultado de una contaminación sin analizar l a s posibles causas d e s u presencia dado q u e e n u n acui fero las condic iones de oxidación n o son siempre favorables y estos iones. incorporados de manera natural al acuifero. pueden mantenerse durante c ier to t iempo en equi l ibr io con su forma oxidada. el NO;

Los nitratos pueden estar presentes en l a s aglias subterráneas bien c o m o resultado de la d iso luc ión de rocas que los contengan. l o q u e o c u r r e raramente, b ien por la oxidación bacteriana de materia orgánica. Su concentrac ión en aguas subterráneas no contaminadas varía ampl iamente aunque no suele sobrepasar los 1 0 m g / l .

E l or igen de los ni t ratos en las aguas subterráneas n o siempre es claro. Son relativamente estables pero pueden ser fi jados por el terreno o ser reducidos a NZÓ N H i e n ambientes reductores. A menudo son indicadores de contaminación alcanzando entonces elevadas concentraciones y presentando. por regla general, una estratif icación clara con predomin io de las concentraciones más elevadas en la parte superior de los acuiferos l ibres

E l t ipo de contaminación a que es debida su presencia en el agua subterránea está relacionado con las actividades urbanas, industriales y ganaderas y muy frecuentemente, con carácter n o puntual. con las prácticas de abonados intensivos inadecuados con compuestos ni t rogenados (NH,. SO, (NH,Ii. N03NH4. etc.)

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Puesto que las plantas sólo pueden aprovechar el nit rógeno en forma de nitratos. el t i po de fertilizante apl icado condic iona la proporc ión de ni t rógeno uti l izable por las mismas y, en consecuencia. la cant idad no aprovechada por ellas que se infi l tra hacia el acuífero. La concentrac ión de ni t rato en el agua de inf i l t ración depende, pues, del t i po defert i l izantey. además. de la frecuencia. cant idad y m o d o de apl icación así c o m o del n i t rógeno orgánico o inorgánico ya existente en el suelo. así c o m o de su permeabi l idad. grado de humedad. etc.

E l prob lema de la contaminación por nitratos, c o m o se señala en el apartado correspondiente ( 3 . 2 . 2 . ) y en toda la segunda parte de este informe. es de magni tud creciente en España y está alcanzando niveles de intensidad y extensión tales que se hace imprescindible la puesta en práct ica de medidas efectivas que pal ien la s i tuación y la reduzcan a límites razonables compat ib les con el desarrol lo agrícola de l país.

* Ión Calcio (Ca")

E l calc io suele ser el cat ión pr incipal en la mayoría de las aguas naturales debido a su ampl ia d i fus ión en rocas ígneas. sedimentarlas y metamórf icas. En rocas ígneas ap,arece c o m o const i tuyente esencial de los silicatos. especialmente en el g rupo de las plagioclasas. En rocas sedimentarias aparece fundamentalmente en forma de carbonato: CaCO, (calcita y aragoni to) . C a M g ( C 0 3 ) 2 (do lomi ta) o de sulfato: CaS0,2H20 (yeso) o CaSO, (anhidr i ta) .

Los controles de la concentrac ión de Ca" en el agua subterránea pueden resumirse en tres: equi l ibr io carbonát ico. aporte de H ' ( func ión del aporte de COZ) e intercambio iónico. Los dos primeros, ínt imamente relacionados entre si. l imi tan la concentrac ión de Ca" a la correspondiente a las condic iones de equi l ibr io en func ión de PC02. pH. H C O j , CO; . El in tercambio ión ico entre el Ca" y otros cat iones (Na' fundamentalmente), retenidos en la superf ic ie de minerales con los que entra en contacto el agua, se potencia notablemente en terrenos arcil losos de baja permeabi l idad.

La concentrac ión de Ca" varía ampl iamente en las aguas subterráneas. Concentraciones entre 1 0 y 2 5 0 mg/ l . sonf recuentesen aguasdulces mient rasqueenaguasdeterrenosyesí ferospueden llegar a 600 mg/ l . y en salmueras de CaCI, hasta 50.000 m g / l .

* Ión Magnesio (Mg")

El magnesio. menos abundante que el Ca" en las aguas naturales, procede de la d iso luc ión de rocas carbonatadas (dolomías y calizas magnesianas). evaporitas y de la alteración de Silicatos ferromagnesianos. así c o m o de agua marina.

La solubi l idad de la magnesita ( M g C 0 3 ) en las aguas subterráneas naturales es mayor que la de la calcita (CaCO,) po r lo que, en condic iones normales, el M g C 0 3 no precipi ta directamente de la d iso luc ión de m o d o que, para u n período di latado de t iempo. puede produci rse c ier to grado de sobresaturación respecto a los diferentes carbonatos magnésicos.

Los procesos de intercambio ión ico influyen también en las concentraciones de Mg" en aguas subterráneas. En ellas el M g " es retenido con preferencia al C a * en suelos y rocas.

En aguas dulces naturales el contenido en ión Mg" n o suele sobrepasar 40 mg/ l . En terrenos calcáreos pueden rebasarse a vaces 1 O0 m g / l . y en terrenos evaporit icos pueden alcanzarse valores de 1 .O00 mg/ l .

Ión Sodio (Na')

El sodio es l iberado por la meteorización d e s i l i c a t o s t i p o a l b i t a ( N a A l S 1 0 ~ 0 ~ ) y l a d i s o l u c i ó n d e rocas sedimentarlas de or igen mar ino y depósi tos evaporit icos en que se presenta fundamentalmente c o m o NaCl.

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

Las sales de Na'son altamente solubles y tienden a permanecer en solución ya que no se producen entre ellas reacciones de precipitación como ocurre en el caso del Ca" . Sin embargo, el Na' puede ser adsorbido en arcillas de elevada capacidad de cambio catiónico y puede ser intercambiado por Ca" provocandouna disminución de la dureza de las aguas (ablandamiento natural).

La presencia de sodio en cantidades elevadas es muy perjudicial para la agricultura ya que tiende a impermeabilizar los suelos, especialmente en zonas de drenaje deficiente: la presencia de C a " y Mg' atenúa este efecto.

La concentración de Na' en aguas naturales es muyvariable. pudiendo alcanzar hasta 120 .000 mg/l. en zonas evaporiticas; sin embargo, raramente sobrepasa 1 O 0 ó 150 mg/l. en aguas dulces normales.

* Ión Potasio (K')

Procede de la meteorización de feldespatos y ocasionalmente de la solubilización de dep6sitos de evaporitas. en particular de sales tipo silvina (KCI ) o carnalita (KCI M g CI, 6H20).

El potasio tiende a ser fijado irreversiblemente en procesos de formación de arcillas y de adsorción en las superficies de minerales con alta capacidad de intercambio iónico: por ello su concentración en aguas subterráneas naturales es generalmente mucho menor que la del Na' a pesar de que su contenido en las rocas es por lo común ligeramente inferior a la del Nat

En aguas subterráneas el contenido K' no suele sobrepasar 10 mg/l. aunque en casos excepcionales pueden alcanzarse 100,000 mg/l. (salmueras). Cantidades de K' por encima de 1 O mg/l. pueden. en ocasiones, ser indicio de contaminación por vertidos de aguas residuales.

* Sílice (H,Si04 Ó SiO,)

El origen fundamental de la sílice en el agua subterránea debe buscarse en los procesos de hidrolisis de feldespatos y silicatos en general. El cuarzo o la sílice amorfa. por su baja solubilidad fuertemente dependiente de la temperatura, no son fuentes significativas del S i 0 2 del agua subterránea.

Aunque la sílice disuelta suele representarse como SiO,. en la mayoría de las aguas naturales aparece como H,SiO, monomérico que no comienza a disociarse hasta valores de pH superiores a 9. siendo su solubilidad prácticamente independiente del pH hasta dicho valor.

Por lo general l a concentración de S O 2 en aguas subterráneas sobrepasa 3 -8 mg/l. (solubilidad del cuarzo a 25°C) pero en ocasiones puede aproximarse a 1 O 0 mg/l. E l valor medio. sin embargo, oscila entre 17 y 25 mg/l. (Davis. 1964, citado en Hem. 1971: Mathess. 1982). valar en concordancia con los comúnmente encontrados en aguas subterráneas españolas.

* Oxígeno disuelto

La determinación del oxígeno disuelto es práctica cada vez más frecuente en los análisis químicos de agua. Su importancia deriva del hecho de su capacidad de oxidación de diferentes tipos de constituyentes que se encuentran en forma reducida y de modificar, en consecuencia, la solubilidad de los mismos.

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En ú l t imo té rm ino la fuen tedeox ígenod isue l toen aguasen con tac tocone l a i rees laatmósfera. Una fuente indirecta es también el proceso de fotosíntesis.

E l contenido en oxígeno disuelto sirve c o m o indicador de las condic iones bioquímicas del agua en un lugar y momento determinado M á s adelante se comentan algunas propiedades del agua en relación con el oxígeno disuelto. Aunque la convicción generalizada era que el oxígeno disuel to se consumía en procesos de oxidación de materia orgánicaen la partesuper ior de lazona nosaturada, existen evidencias. aún no completamente explicadas. de que el contenido en oxígeno disuelto en aguas subterráneas profundas puede ser notable.

La concentración de O 2 normal en aguas subterráneas puede llegar incluso a valores de saturación. variables en func ión de la presión y la temperatura ( 1 3 . 3 m g / l . a 1 0 ° C . 7.6 mg / l . a 30°C). Sin embargo las aguas anóxicas son frecuentes.

1.2.2. Algunos constituyentes minoritarios

* E l i ón f luoruro (F-) parece estar relacionado con la alteración de rocas plutónicas. Su concentrac ión raramente sobrepasa 2 m g / l . E l f lúor es esencial para la estructura ósea y dental de los animales superiores y el hombre. En contenidos super joresa 1 mg / l . puedeser noc ivo mientras que si n o está presente o su concentrac ión es ínf ima pueden producirse caries.

" El i ón b romuro (Br-) se comporta de m o d o similar al Cl-pero es m u c h o menos abundante. En agua de mar está en concentraciones de 6 5 m g / l . La relación CI?Br-es generalmente m u c h o mayor en aguas cont inentales que en el agua del mar.

* E l ión ioduro (1.1 aunque n o suele aparecer más que c o m o elemento traza. es esencial para la nut r ic ión humana Su circulación parece estar notablemente influenciada por procesos bioquímicos. En agua del mar su concentrac ión es de 0.06 m g / l ,

* E l bo ro (6). a pesar de ser un constituyente minor i tar io en la mayoría de las aguas. es esencial en pequeñas cantidades para el crecimiento de las plantas. En concentraciones excesivas es per judic ia l tanto en los suelos c o m o en las aguas de r iego pudiendo ser tóx ico para ciertas plantas en concentraciones relativamente bajas. Procede de la alteración de rocas ígneas. gases volcánicos. agua marina -que cont iene 4.6 m g / l . de este elemento y desde la que puede vaporizarse-. terrenos evaporlt icos y de detergentes.

* E l fósforo (P) en las aguasnaturales parece encontrarseenformadeortcfosfato (PO43). Al igual q u e el nitrato. es u n nutr iente esencial para las plantas pero se encuentra en concentraciones m u c h o menores que este, probablemente por su acusada tendencia a formar iones complejos y compuestos de baja solubi l idad con u n extenso número de metales y por ser adsorbido po r sedimentos hidrolizados. especialmente minerales de la arcilla. en el suelo. Las pr incipales fuentes de fosfatos se asocian a la explotación de rocas igneas o sedimentarlas marinas que cont ienen este elemento. a la industr ia de manufacturación de fertilizantes fosfatados, a las aguas residuales de or igen u rbano (detergentes) o ganadero, etc.

* E l h ierro (Fe) es un elemento esencial para el metabol ismo de animales y plantas. En aguas subterráneas suele encontrarse en forma de Fe-aunque puede presentarse c o m o Fet3. FeOH% FeOH'en func ión del pH. contenido en oxígenoydependiendo a menudode l contenidodel agua en otros elementos (carbonatos. bicarbonatos. sulfatos, etc )

La concentrac ión de este elemento en el agua está controlada por procesos de equi l ibr io químico c o m o oxidación-reducción, precipi tación y disolución de hidróxidos. carbonatos y sulfuros. formación de complejos especialmente con materia orgánica y también por la actividad metaból ica de animales y plantas.

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Valores de concentración de hierro entre 1 y 1 O mg/l. pueden ser comunes aunque aguas con pH entre 6 y 8 pueden presentar concentraciones de hasta 50 mg/l. cuando los bicarbonatos se encuentran por debajo de 61 mg/l. Lo más normal es que se encuentre en concentraciones inferiores a 0.1 mg/l.

* E l manganeso (Mn) es esencial para el metabolismo de las plantas. Aunque suele pensarseque su comportamiento es similar al del hierro. existen notables diferencias. Se puede encontrar en forma de M n " o en forma de complejo (Mn H Coi) . Por regla general se encuentra en concentraciones inferiores a las del hierro. En cantidades apreciables producesabor desagradable en el agua lo que evita a menudo su ingestión en grandes dosis, que podría afectar al sistema nervioso central.

1.2.3. Características fisícoquírnicas

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

A continuación se describen las más reoresentativas.

1 .- Temperatura

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

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

La distribución espacial de temperaturas en un acuífero depende de la conductividad térmica e hidráulica del medio, de la relación longitud/profundidad de la cuenca. configuración del nivel freático. distribución de la temperatura ambiente respecto a las zonas de recarga y descarga. etc.

En cualquier caso, la temperatura de las aguas subterráneas es muy poco variable. Sin embargo, éste es un parámetro importante en lo que se refiere al control del quimismo de las aguas. en particular cuando entre áreas diferentes del acuífero existen notables diferencias de temperatura que pueden influir en la solubilidad de determinadas substancias P.e. CaCO,.

2.- Conductividad. residuo seco y total de sólidos disueltos

Como consecuencia de su contenido iónico. el agua se hace conductora de la electricidad. A medida que la concentración iónica aumenta, aumenta también hasta cierto límite la conductividad (C) o capacidad de un agua para conducir la corriente eléctrica. La unidad de medida de conductividad es elpS/cm (microsiemens/cm) o/rmho/cm (micromho/cm). ambas equivalentes.

La variación de temperatura modifica notablemente la conductividad. Para disoluciones diluidas se estima que el aumento de temperatura en 1°C se traduce en un aumento de alrededor del 2% en la conductividad.

Se denomina "residuo seco" (RS) a las substanciasque permanecen despuésde la evaporación de un volumen determinado de agua, generalmente un litro, una vez eliminadas las que hubieran estado en suspensión.

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El total de sólidos disuel tos (TSD) mide el peso de todas las substancias disueltas en el agua. sean o n o volátiles. Aunque residuo seco y total de sólidos disueltos suelen tomarse c o m o sinónimos. no son exactamente equivalentes debido a los procesos de deshidratación. pérdida de CO,. etc. que se producen al calentar el agua, hasta 1 1 0 ° C por lo general. para determinar el residuo seco.

Diversos factores ( t ipo de ión, grado de disociación. movil idad iónica. etc.) determinan que n o exista una relación estrecha entre conduct iv idad y TSD Ó RS. En todo caso. se han propuesto diferentes relaciones de proporcionaItdadentreestosparámetros.AsíTSD = C . A Ó C = B . RS. en que A varia entre 0.54 y 0.96 y B entre 1 . 1 5 y 1.56: TSD y RS se expresan en m g / l .

Los valores de conduci iv idad de las aguas subterráneas naturales varian considerablemente, Valores normales en aguas dulces csci lan entre 1 0 0 y 2 0 0 0 pS/cm: en Salmueras pueden alcanzarse valores de 1 O0 O00 p S / c m .

3.- pH

Las moléculas de agua se disocian parcialmente según :

H,O 2 H f + OH reacción para la que se cumple que

siendo K una constante que depende de la temperatura y 11 actividades o fracciones molares que realmente intervienen en la reacción. Ya que [H'] y [OH-] son muy pequeñas en relación c o n [H201 puede tomarse [H*] [OH-] = KH,o= 10-14 ( a 2 5 ° C ) .

S e def ine pH = -- l og [H']. E l valor del p H def ine la acidez de una agua, s iendo para aguas neutras pH = 7. para aguas ácidas pH < 7 y para aguas básicas pH > 7.

El pH aumenta con el aumento de temperatura hasta en u n 8% por lo que debe referirse a la temperatura de medida in situ.

Por regla general el pH de las aguas naturales se mantiene entre 6.5 y 8 , aunque excepcionalemente puede variar entre 3 y 1 1

El p H juega u n papel importante en muchos procesos quimicos y b io lóg icos de las aguas subterráneas naturales (equi l ibr io carbonatado. procesos redox. etc.) . Es fáci lmente alterable por lo que su determinación debe hacerse en el momento de la toma de muestra.

4 - Alcalinidades TAC v TA

La alcalinidad de un agua determina su capacidad para neutralizar ácidos. Esta capacidad debe definirse. pues. para ciertos rangos de pH. Así la alcalinidad TAC mide l a capacidad de neutralización hasta pH = 4.5 y la alcal in idad TA hasta pH = 8.3.

En la mayoria de las aguas naturales la alcalinidad está producida práct icamente po r los iones carbonato y bicarbonato aunque, en ocasiones. otros ácidos débiles c o m o el silícico. fosfór ico. bór ico y ácidos orgánicos pueden contr ibuir de forma notable al desarrol lo de esta propiedad. E l valor de TAC está comprendido por lo común entre 1 O0 y 300 m g / l . de Caco3 mientras el de TA suele oscilar entre O y 10 mg/l. d e CaCO,.

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5.- Dureza

La dureza de u n agua mide la capacidad de ésta para consumir jabón o produci r incrustaciones. Aunque en la reacción c o n jabón para producir compuestos insolubles pueden intervenir Ca. Mg. Fe. Mn . Cu. Ea. Zn. etc. actualmente la dureza se define en términos de contenido en Ca y M g (dureza total). Menos uli l izados son los términos dureza permanenteydureza temporal que representan la parte de la dureza asociada al C I - y SO.,= y la parte asociada a las especies carbónicas. respectivamente. Al igual que el TA y el TAC la dureza suele expresarse b ien en m g / l de CaCO, bien en grados franceses ("F). [ 1 F = 1 O m g / l de CaCO,]. aunque esta últ ima unidad va cayendo en desuso.

La dureza de las aguas subterráneas naturales varía generalmente entre 10 y 300 m g i l de CaCO, pudiendo llegar a 2000 o más.

Las aguas duras son. por lo general, incrustantes en tanto que las blandas suelen ser agresivas.

6.- Demanda química de oxígeno (DQO) y demanda bioquímica de oxígeno (DBO)

La demanda química de oxígeno mide la capacidad de u n agua para consumir oxidantes en procesos químicos (materia orgánica oxidable. Fe", M n " . NH:. etc.). En aguas naturales el valor usual de DQO varía desde 1 a 15 m g i l .

La demanda bioquímica de oxígeno es la cant idad de oxígeno precisa para eliminar. po r procesos biológicos aerobios. la materia orgánica contenida en u n agua. Suele referirse a un per iodo d e cinco días. En aguas subterráneas por lo general la DBO, suele ser infer ior a 1 m g i l d e 02. En los paises anglosajones la demanda bioquímica de oxígeno suele denominarse demanda biológica de oxígeno.

1.3. INCORPORACION DE LOS CONSTITUYENTES A LAS AGUAS SUBTERRANEAS

1.3.1. Ambitos de incorporación

Dentro del c ic lo h idro lóg ico pueden distinguirse. a grandes rasgos. tres sistemas o ámb i tosen que el agua adquiere y ve modi f icado su quimismo: atmósfera. zona n o saturada y zona saturada.

La atmósfera está const i tu ida por gases (N2, 02. vapor de agua. Coi. etc.). aerosoles. polvo atmosfér ico y sales de diversa procedencia que reaccionan c o n el agua de lluvia. pr incipal fuente de recarga de los acuíferos. conf igurando ya el qu imismo del agua de inf i l t ración.

En áreas n o contaminadas el agua de lluvia presenta por lo general sólo una débi l mineralización y una ligera o moderada acidez (pH entre 5 y 6). carácter ox idanteygrancapacidad. en consecuencia. de alterar los materiales con lo oue entre en contacto.

Si tuación geográfica. clima. actividad biológica. t i po de suelo. etc.. condic ionan la composic ión qulmica del agua de lluvia, tanto en lo que se refiere al t ipo de constituyentes c o m o a las concentraciones d e éstos.

En la zona n o saturada, durante el proceso de inf i l t ración hasta alcanzar el nivel freático. el qu imismo del agua sufre modif icaciones radicales comoconsecuencia de las nuevascondic ionesa que el agua está somet ida. Entre ellas cabe citar:

- Concentración po r evapotranspiración

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- Contacto c o n materiales de acusada capacidad de cesión de elementos solubles al agua al ser hidrolizados.

- Capacidad del suelo para generar gran cant idad de ácidos (H2C03, ácidos húmicos. etc.)

- Capacidad de la zona edáfica para consumir el oxígeno disuel to en el agua en la oxidación de la materia orgánica.

- Intercambio de gases entre el aire del suelo y el aire exterior

Tanto si el balance entre precipi tación y evapotraspiración es posi t ivo c o m o negativo. el agua que se incorpora a la zona saturada presenta. por efecto de la evapotranspiración. mayor salinidad que el agua de precipi tación.

La capacidad del suelo para generar ácidos deriva fundamentalmente de la reacción entre el agua y el Coi. p roduc ido en la oxidación de la materia orgánica. respiración vegetal y microbiana. reacciones anaerobias de reducc ión de sulfatos o nitratos. etc. La reacción del C 0 2 (Pco2 =1 O-3 - 1 O-lbar) c o n el agua produce ácido carbónico (HZCO3) que es consumido en reacciones de ataque a diversos minerales: calcita, albita. etc., mientras haya aporte cont inuo de COZ.

Todos estos fenómenos modi f ican notablemente la composic ión del agua de lluvia que llega a adquir i r . en la zona edáfica y n o saturada, su conf iguración casi definit iva (Schoeller. 1 9 6 3 . Custodio y Llamas, 1 9 7 6 ) .

Una vez alcanzada la zona saturada. el agua subterránea se incorpora al sistema de f lu jo propio de cada acuífero realizando recorr idos muy variables en func ión de las características de cada uno de ellos. El conjunto de materiales por los que circula el agua y c o n los que interacciona const i tuye el tercer sistema en que el agua adquiere o modif ica su quimismo.

La composic ión de la roca, aunque m u y importante en este sentido. no es determinante en la mineralización del agua subterránea. Pureza, textura, porosidad, grado de fisuración. estructura regional así c o m o presión. temperatura, t iempo de permanencia y de contacto agua-roca. secuencia en que el agua atraviesa determinados minerales. fenómenos modif icadores. etc.. pueden tener una inf luencia decisiva en la adquis ic ión y evolución del qu imismo.

El t i po de f lu jo t iene una notable transcendencia en la mineralización del agua subterránea. Aguas c o n largos recorr idos suelen presentar, en igualdad de otras circunstancias. una mayor mineralización que aguas de corta c i rculación. Aguas recogidas en la zona de recarga de un acuífero suelen tener menos sól idos disuel tos que u n agua de circulación profunda y menos. también. que el agua de descarga del mismo acuífero.

1.3.2. Mecanismos de incorporación de solutos al agua subterránea

La incorporac ión de solutos al agua está l igada estrechamente a la meteor ización de los materiales de la corteza terrestre. Esta incorporac ión puede realizarse de forma inmediata. por d iso luc ión de sales directamente solubles, o tras una serie de transformaciones químico-biológicas mevias a la solubil ización.

Cuando un electrol i to se disuelve en agua las moléculas de ésta chocan contra las del compuesto arrancando iones de la red cristalina que. a causa de su carga, se unen a las moléculas polarizadas del agua. Si no existe intercambio de reactantes o productos de reacción c o n el exterior. se produce una incorporac ión de iones desde el sól ido a la fase líquida y un retorno desde la d iso luc ión a la superficie del sól ido hasta que las velocidades en los dos sentidos se igualan. Cuando se alcanza esta igualdad el sistema llega a la condic ión de equi l ibr io: a part i r de ese momento el sistema n o estaría somet ido. de m o d o natural, a cambios de composic ión química.

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

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

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

- Hidratación o incorporación del agua a la red cristalina de los minerales para formar hidratos. El ejemplo típico es la transformación de la anhidrita (Caso4). compacta y relativamente poco soluble. en yeso (Caso4 . 2H20). más soluble.

Hidrolisis o descomposición de minerales baja la acción de H'y OH- procedentes de la descomposición del agua. Un ejemplo característico es la ionización de silicatos, relativamente insolubles, que conduce a la solubilización de Na', K: Ca". Si04H4 etc.. así como a la formación de minerales de la arcilla. El proceso depende de la disponibilidad de H'. t ipo de catión existente en la red, área expuesta a l ataque. etc.. yes más rápidoe intenso a bajo pH y elevada temperatura.

Oxidación-reducción. Numerosos elementos poseen diversos estados de oxidación a los que van ligadas propiedades características de cambios de solubilidad en el momento de formar compuestos. Reacciones en que se producen cambios en el estado de oxidación pueden facilitar. entonces. la solubilización de diferentes elementos.

Reacciones de este tipo son las de oxidación de sulfuros. reducción de sulfatos, oxidación-reducción de hierro y manganeso. procesos de nitrificación. etc. Aunque los conocimientos sobre el particular son escasos. parece fuera de duda que las bacterias son los agentes catalizadores de gran número de reacciones redox.

-

-

- Variación del pH. Estas variaciones desemperian un papel importante en procesos de solubilización de diversas substancias a través de su influencia sobre las condiciones de hidrolisis, procesos redox. fenómenos de adsorción. etc. La disolución de carbonatos y la hidrolisis de silicatos. así como la formación de iones complejos que puede traducirse en marcadas variaciones de solubilidad. están controladas por el rango de pH en que estos procesos se desarrollan.

Acciones biológicas. Su interés en el proceso de alteración previo a la puesta en solución de algunos elementos procede de su capacidad de provocar algunas reacciones a través de cambios de pH. de intervenir como catalizadores disminuyendo la energía de activación de reacciones redox. etc.

-

Tanto estos mecanismos como los procesos de modificación del quimismo que se describen a continuación pueden tener lugar en diferentes zonas del acuifero. dependiendo su efectividad de las condiciones locales específicas.

1.3.3. Fenómenos modificadores de la composición del agua Subterránea

Una vez incorporados los constituyentes a l agua subterránea ésta adquiere una configuración composicional determinada que. sin embargo, no se mantiene invariable durante el recorrido del agua. El grado de modificación de la composición depende del tipo e intensidad de los procesos a que el agua esté sometida. de la posible simultaneidad de los mismos y. más frecuentemente. del orden de actuación de aquéllos en el espacio y en el tiempo.

Los fenómenos modificadores más frecuentes se describen brevemente a continuación:

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- Intercambio ión ico o proceso por el que algunas substancias cambian iones po r los existentes en el agua. Está ínt imamente relacionado c o n procesos de adsorción en arcillas. ciertos óxidos. substancias orgánicas, etc. La capacidad de cambio de una substancia se expresa en miliequivalentes de iones intercambiados por cada 100 g de substancia seca.

Cuando se trata de cationes c o n la misma Valencia existe u n orden de preferencia en la adsorc ión siendo:

Cs' > Rb' > K' > Na' > Li' Ba" > Sr" > Ca" > Mg"

En general. los cationes divalentes son más fuertemente adsorbidos que los monovalentes. Los procesos de intercambio pueden coadyuvar al ablandamiento natural de las aguas (d isminución de Ca" y Mg" ).

Concentración. El aumen todeconcen t rac ión puede produci rsetanto por d iso luc ión c o m o por hidrolisis. hasta que se alcance el producto de solubi l idad de la sal correspondiente Puede producirse también por evapotranspiración o enfr iamiento y por ósmosis. E l efecto de la evaporación puede ser m u y comple jo y conduci r a quimismos m u y diferentes en func ión de la composic ión in ic ia l y de las concentraciones relativas de los elementos disueltos,

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Los efectos de evaporación y enfr iamiento sólo son significativos en acuíferossomerosy. especialmente. en las zonas de recarga y/o descarga de acuíferos en áreas de cl ima relativamente ár ido.

- Reducción. En el apartado anterior ya se hizo referencia a los procesos redox. Uno de los más típicos es la reducc ión de sulfatos a S=. S Ó S20,en ambiente reductor ba jo acc ión de bacterias (Sporovibr io desulfuricans. etc.) c o n consumo de O, y producc ión de C 0 2 . En aguas que han suf r ido reducc ión de sulfatos se produce una acusada d isminución del contenido en ión SO: Otro ejemplo t íp ico es la reducc ión de nitratos a N 2 o NH,'

Temperatura. La temperatura es un parámetro que afecta notablemente a la solubi l idad de diferentes sales en el sent ido de aumento de solubi l idad con el aumento de temoeratura.

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La calcita y la dolomita. en cambio. presentan mayor solubi l idad a menor temperatura. lo que puede tener repercusiones en el qu imismo del agua subterránea por la inf luencia del gradiente geotérmico en acuíferos en que se producen f lu jos de largo recorr ido a profundidades grandes.

Mezclas. Una si tuación frecuente en la dinámica de las aguas subterráneas es la de mezcla de aguas con diferente contenido iónico. El efecto de i ón c o m ú n puede conduci r entonces a la precipi tación de ciertas sales c o m o el CaCO, s i se mezcla un agua con concentrac ión en CO; y Ca" a saturación c o n otra que haya disuelto yeso (SO; y Ca" ) . Mezclas de aguas en equi l ibr io c o n la calcita pero c o n diferente presión parcial de C 0 2 pueden produci r efectos similares.

Orden secuencia1 de interacción. Med io de sedimentación. estructura. geometría, cambios de facies en el acuífero. etc.. determinan una secuencia de materiales de composic ión def in ida con los que el agua entra en contacto A lo largo del f lujo. el agua puede encontrar una secuencia mineralógica completa que da or igen a una composic ión del agua determinada. Si la Secuencia fuera la inversa la composic ión f inal del agua subterránea sería. posiblemente. m u y distinta. En ciertas condic iones la secuencia: suelo orgánico superf ic ia l -calcita -yeso -arenisca -arcil la (montmor i l lon i ta sódica) puede proporcionar (Freere and Cherry. 1 9 7 9 ) concentraciones finales en Na'de 7 2 5 mg/ l . en C a " de 2 0 mg/ l y pH de 6 .7 mientras la secuencia suelo orgánico - arenisca - arcil la (montmor i l lon i ta sódica) - calcita -yeso daría. en las mismas condic iones. 3.9 m g / l de Na'. 600 m g / l de Ca" y pH de 8.9.

-

-

De lo expuesto con anter ior idad se deduce claramente que la composic ión de las aguas

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subterráneas naturales representa una si tuación dinámica cambiante en el espacio y en el t iempo cuya interpretación ha de realizarse teniendo en cuenta la posible interacción de los procesos y fenómenos ci tados anter iormente sobre una base geológica e hidrogeológica lo más completa posible.

1.4. REPRESENTACION GRAFICA DE ANALlSlS QUlMlCOS

Un aspecto importante en los estudios de aguas subterráneases la compilaciónypresentación de los datos de composic ión y características químicas para obtener una visualización s imp ley lo más completa posible de las mismas.

En este sent ido las técnicas de representación gráfica de los análisis químicos son las más usuales.

Son múlt ip les los diagramas desarrollados c o n este f in : diagramas columnares. triangulares. circulares. poligonales. columnares logarítmicos. etc. etc. Cada uno presenta ventajas y l imi taciones específicas.

A cont inuación se descr iben algunos de e l los:

A - Diagrama de Piper-HiIl-Langeliei

Se trata de u n diagrama tr iangular compuesto. Está const i tu ido (Fig. 1 ) por dos tr iángulos equi láteros -en que se representa, respectivamente, la composic ión aniónica y cat iónica del agua de que se trate- y u n campo central romboidal en que se representa la composic ión del agua deducida a part i r de aniones y cationes.

Es necesario reducir las concentraciones de los iones. expresadas en miliequivalentes/l itro a %. y sólo se pueden reunir en cada tr iángulo tres aniones y/o tres cationes. A cada vértice le corresponde el 100% de u n anión o cat ión.

Como aniones se suelen representar: H C O j + COZ , SO; y C I - + N O 3 , c o m o cat iones: Na'+ K': Ca" y Mg".

A cada composic ión aniónica o cat iónica le corresponde un pun to en cada tr iángulo. Para obtener lo basta trazar por el pun to que representa el porcentaje de cada ión, una paralela al lado opuesto al vértice que representa el 100% de d i cho ión. En la f i g . 1 se representa el caso de un agua p o t a b l e c o n 4 5 % C a H . 2 0 % M g " y 3 5 % N a ' ( P u n t o B ) y 1 5 % C I i Z O % S O n ' y 6 5 % d e C O ; + HC03 (Punto 6). La intersección de dos paralelas a los extremos exteriores del campo romboidal po r estos puntos B. determinan. en el rombo, el punto B representativo de la composic ión tónica global del agua. El pun to A correspondería al agua del mar.

En este t ipo de diagramas n o se representan concentraciones absolutas. Si se quiere tenerlas en cuenta se puede asociar a cada pun to representativo de u n análisis una cifra que indique la conduct iv idad. residuo seco, o un círculo de radio proporc ional a esas magnitudes o bien u n l istado adjunto.

Frente a este inconveniente y la imposibi l idad de representar más de tres iones po r t r iángulo, estos diagramas permiten reflejar mezclas de aguas. precipitaciones. disoluciones. procesos de intercambio tónico, así c o m o representar varias muestras.

B - Diagrama de Stiff modi f icado

Consiste en tomar. sobre semirrectas paralelas. segmentos proporcionales a la concentrac ión de cada ión (meq / i ) y unir los extremos para formar, así. u n pol ígono. Aunque la disposic ión de los

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LE

S3NOINV

-- 13 1%

Si N O 11V3

++O3 A % -

iones en cada semirrecta es opcional. suele utilizarse la que se presenta en lafig. 2. Esta disposición permite apreciar rápidamdnte los valores de las relaciones iónicas con respecto a la unidad y la variación de la relaciones entre cationes o entre aniones. La forma de cada polígono orienta sobre el t ipo de agua y su tamaño da una idea relativa del contenido iónico total del agua e. indirectamente. de la conductividad.

1.5. CIASlFlCAClON DE AGUAS

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

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

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

A - CLASIFICACION POR EL RESIDUO SECO:

Tipo de agua Residuo seco (mg/l)

1. Agua dulce 2. Agua salobre 3 Agua salada 4. Salmuera Hasta la saturación

O - 2 O00 (a veces hasta 3 000) Hasta 5 O00 (a veces hasta 10000) Hasta 40 O00 (a veces hasta 1 O0 000)

B - CLASIFICACION POR LA DUREZA:

1. 2. 3. 4.

Tipo de agua

Agua blanda Agua moderadamente dura Agua dura Agua muy dura

Dureza (mg/ l CaCO,)

O - 60 61 - 120

121 - 1 8 0 > 180

C - CLASIFICACION POR LOS IONES DOMINANTES

Los Criterios en este caso son múltiples y alguna de las clasificaciones resultantes, engorrosa y de poca aplicabilidad.

En general. suele nombrarse el agua por el anión o catión que sobrepasa el 50% de sus sumas respectivas. En caso de que ninguno supere el 50% se nombran los dos más abundantes. Si conviene se puede añadir el nombre de algún ión menor de interés y que esté en concentración anormalmente alta. Esta clasificación por iones dominantes se adapta bien a su representación en diagramas triangulares.

En la figura 3 se presenta una clasificación simplificada de este tipo

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Y/O MAGNESICAS

CALCICAS Y/O

INTERMEDIDS IMERMEDIOS

o / o r C o ' * + < ( N % + K + I ilHCO;+CO:l % 7 C I - 4

Y = meq/l

Fip 3.- TIPOS DE AGUAS DEDUCIDOS DE UN DIAGRAMA DE PIPER-HILL-LANGELIER

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