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CAPITULO 13

CONTAMINACION DE AGUA Y SUELOS

Claudio Benedito Baptista Leite Instituto de Investigaciones Tecnológicas de São Paulo - IPT

1.

INTRODUCCION

La descarga de contaminantes al ambiente es prácticamente inevitable. Los contaminantes son liberados a través de las industrias, usos de productos y como resultado del tratamiento y disposición de los residuos urbanos e industriales. Después de alcanzar el ambiente, los contaminantes se mueven en respuesta a diversos factores naturales y tecnológicos interrelacionados. Pueden moverse rápida o lentamente, los caminos pueden ser directos o complejos. El objetivo de este tema es discutir de forma introductoria, como los contaminantes son liberados, transportados y sus destinos, en par-

ticular, en el ambiente subsuperficial, teniendo en cuenta la ecuación de los problemas relacionados con los residuos.

2.

AMBIENTE SUBSUPERFICIE

DE

El medio poroso está compuesto por formaciones geológicas consolidadas (rocas) e inconsolidadas (sedimentos). La parte más superficial es normalmente considerada como suelo. La formación del suelo se inicia con el intemperismo de la roca o de los sedimentos no consolidados. Las acciones climáticas, los

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procesos geoquímicos, el movimiento del agua y la actividad biológica dan continuidad al proceso de formación de suelos. Las características físico-químicas de los suelos varían ampliamente en el tiempo y en el espacio dependiendo principalmente del material de origen, el clima y la topografía. El suelo es una mezcla de diferentes materiales orgánicos e inorgánicos. La fracción inorgánica consiste, principalmente, en granos minerales subdivididos de acuerdo a su tamaño (arcilla, limo, arena, etc.). El porcentaje en peso de los diferentes tamaños es la base para la clasificación de la textura del suelo. La mineralogía de las arcillas varía, pero en su gran mayoría están formadas por silicatos. Los elementos inorgánicos predominantes en el suelo son silicio, aluminio, y hierro, con gran número de micro y trazos elementos. Se debe notar que algunos de los elementos trazos normalmente encontrados en el suelo son sustancias peligrosas. Los elementos encontrados en estas ocurrencias naturales difieren de los elementos introducidos por desperdicios peligrosos, principalmente, en el estado químico en que se encuentren (naturales, prácticamente insolubles y desperdicios solubles). Un suelo típico contiene una cantidad apreciable de materia orgánica formada, básicamente, a partir de la descomposición de restos vegetales o humus. En consecuencia, el contenido orgánico presente decrece con la profundidad, variando más en la dirección vertical que horizontal. El contenido orgánico en la mayoría de los suelos varía de 0,2 a 3,0% y está compuesto por una amplia mezcla de moléculas orgánicas (ácidos húmicos). La fracción orgánica presenta naturaleza coloidal, pero ha sido descrita también como polímero. La materia orgánica en el suelo actúa como un estabilizador, manteniendo partículas inorgánicas unidas con agregados. De tal forma, el manto del suelo está formado por agregados, cada uno conteniendo arena, limo, arcilla y materia orgánica. Vale la pena destacar que el tamaño y estructura de los agregados varían considerablemente. En profundidad, la transición ocurre del suelo para la formación geológica subyacente. El manto de suelo, la formación permeable subyacente y el material de transición existente

constituyen el medio poroso. El movimiento de agua a través del medio poroso, saturado o no saturado, es así una combinación del transporte tanto a través de los poros entre agregados como de los poros intra agregados. Al interior de los agregados son encontrados la mayoría de los coloides inorgánicos y superficies orgánicas y la porción más activa de la matriz subsuperficial. Es en este dominio a micro escala que ocurre la mayoría de los procesos de retardo y atenuación. Estos procesos dependen del transporte del agua intra agregados (ésto es, poros en el interior del agregado para alcanzar las superficies internas). El diámetro efectivo de los poros en el interior de la estructura cristalina de las arcillas puede variar entre 100 y 1000 nm (1nm = 10-9 m), restringiéndose, así, la advección de agua y limitando el transporte de contaminantes principalmente por difusión molecular. Aún así, la organización estructural de las arcillas disponibiliza una superficie específica interna muy grande, muy superior a sus áreas externas y realmente muy grande en relación a su masa.

3.

TRANSPORTE CONTAMINANTES SUBSUPERFICIE

DE EN

En el ambiente subsuperficial, el transporte de contaminantes es extremamente dependiente del movimiento de las aguas. Más precisamente, el movimiento de los contaminantes se ve afectado por la distribución temporal y espacial del agua subterránea. 3.1 Ciclo Hidrológico El constante movimiento del agua en la naturaleza tiene su origen con la llegada continua de energía solar. Esta energía permite que el agua se evapore, sea transportada por el viento y, en condiciones apropiadas, se condense y precipite en forma de lluvia, nieve o granizo. Esta agua, al alcanzar la superficie del suelo, se mueve por la acción de la gravedad hacia los puntos más bajos del terreno, alcanzando directamente los ríos, lagos y océanos. Una parte de ella se infiltra a través del suelo o rocas (zona no saturada), hasta alcanzar las napas subterráneas (zona saturada) y, otra parte, es

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evaporada/evapotranspirada, reiniciando el ciclo hidrológico. De esta forma, las aguas presentes en el subsuelo, o sea, las aguas subterráneas pueden ser definidas como las aguas que se acumularon a lo largo del tiempo, en los poros y fracturas de los sedimentos y rocas. Estas aguas integran un sistema dinámico, en lento, sin embargo, constante movimiento a partir de las áreas de recarga o de infiltración, hacia las áreas de descarga, tales como ríos, nacientes, lagos, océanos, constituyendo una parte importante e indisociable del ciclo hidrológico de la naturaleza. 3.2

Conceptualizaciones básicas

Los estratos o capas subsuperficiales con permeabilidad y porosidad interconectada y que permiten el almacenamiento y la transmisión (conducción) de cantidades suficientes de agua, bajo la acción de gradientes hidráulicos naturales, son denominados acuíferos. Si la superficie superior de la zona saturada está en contacto directo con la presión atmosférica, libre para moverse (elevación o declinación) en el acuífero, sin ser físicamente impedida por un estrato superior de menor permeabilidad, este acuífero es denominado acuífero libre o no confinado. En la migración en la subsuperficie, el agua subterránea puede encontrar zonas que no permiten la circulación el agua de inmediato, denominadas acuitardo o capa confinante. Un estrato de arcilla, frecuentemente, sirve como capa confinante. Un acuífero ubicado entre acuitardos es llamado acuífero confinado. El suelo esta constituido por sedimentos no consolidado, o regolito, y esta sobre la roca propiamente dicha. Un estrato homogéneo es un estrato cuyas particularidades no varían en el espacio. Así, un estrato homogéneo con relación a la permeabilidad, es uno en que la permeabilidad es la misma, en cualquier lugar al interior del estrato. Un estrato con propiedades diferentes en diferentes lugares en su interior es llamado heterogéneo. Un estrato isotrópico es un estrato donde las propiedades no varían con la dirección. Un estrato puede presentar mayor conductividad hidráulica en la dirección vertical que en la dirección horizontal, siendo este denominado estrato anisotrópico. Se destaca que, en ambiente subsuperficial, predominan condiciones de anisotropía y

heterogeneidad, siendo, sin embargo, necesaria para los propósitos de análisis de flujo, la utilización de simplificaciones, asumiéndose que una parte o, aún, una formación presenta características homogéneas. 3.3

Relaciones Físico-hídricas del Medio Poroso

Si consideramos una muestra del medio poroso con volumen y masa conocidos,

V = Vs + Vw + Var y M = ms + mw + mar Donde V y M son respectivamente volumen y masa total de la muestra, Vs y ms son la masa de las partículas sólidas; Vw y mw son volumen y masa de agua presente y Var y mar son volumen y masa del aire presente. Las siguientes relaciones pueden ser definidas como: - densidad de las partículas sólidas (ps).

rs = ms/Vs - densidad aparente del medio poroso (pb ).

rb = ms/V - humedad a base de masa (U) U = mw/ms = (m - ms)/ms - humedad volumétrica (q) q = Vw/V = U.rb - porosidad total (µ ) a = (Vw + Var)/V = (V - Vs)/V = 1 - rb/rs -

-

caudal específico o porosidad efectiva (Sy)- corresponde al volumen de agua que se drenará libremente de un volumen unitario del acuífero. retención específica (Sr)-corresponde al volumen de agua que permanece retenido en el interior del espacio poroso del acuífero a través de fuerzas moleculares y de tensión superficial. Se observa que estos dos conceptos son complementarios,

a = Sy + Sr -

conductividad hidráulica (K) – expresa la facilidad con que un fluido puede circular a través del medio poroso. Generalmente presenta gran variabilidad espacial, aún para formaciones geológicas aparentemente uniformes. Depende de las propiedades del medio y del fluido,

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tales como distribución de tamaño y formas de las partículas, tortuosidad de los canales, superficie específica y porosidad del medio, características, éstas relacionadas a la geometría del medio poroso y, como propiedades importantes del fluido, la densidad y la viscosidad.

donde b representa el espesor saturado del acuífero. Como S está relacionado a Ss es, también un número muy pequeño, quiere decir, para que un acuífero confinado ofrezca volúmenes significativos de agua, debe englobar grandes caídas de carga sobre extensas áreas superficiales.

K = k.(r.g/h) Donde K - conductividad hidráulica L.T-1 k - permeabilidad intrínseca L2 r - densidad del fluido M.L-3 g - aceleración de la gravedad L.T-2 h - viscosidad del fluido M.L-1.T-1 trasmisividad (T)- representa la tasa volumétrica de flujo a través de una sección de ancho unitario y altura igual a la espesura saturada del acuífero (b), para un gradiente de potencial hidráulico unitario. T = K.b almacenamiento específico (Ss) – se define en términos de las propiedades compresivas y físicas del medio y del agua, siendo un parámetro importante para acuíferos confinados. Representa el volumen de agua liberada por unidad de volumen del acuífero, por unidad de declive de la carga hidráulica. Este número es muy pequeño, ya que la compresibilidad del medio y del agua son muy pequeñas.

Para acuíferos libres, el coeficiente de almacenamiento representa el agua liberada por drenaje libre y por la compresibilidad del esqueleto granular del acuífero (almacenamiento elástico). S = Sy + Ss.b Como Sy , es mucho mayor que S s , por simplificación, se desprecia Ssb S = Sy 3.4

Flujo de Agua Subterránea

Para describir el movimiento o comportamiento del agua subterránea, se precisa conocer el estado de energía del agua en el medio poroso, ya que el flujo ocurrirá en dirección al descenso de energía. El agua presente en el ambiente subsuperficial, así como cualquier cuerpo en la naturaleza, puede ser caracterizada por un estado de energía. Diferentes formas y cantidades de energía determinan este estado.

Ss = rw.g(g + a .b) Donde:

Ss - almacenamiento específico rw - densidad del agua g - aceleración de la gravedad g- compresibilidad del medio geológico (acuífero) a - porosidad del acuífero b - compresibilidad del agua -

coeficiente de almacenamiento (S) – representa el volumen de agua que es liberado por el acuífero por unidad de área horizontal por unidad de declinación de carga hidráulica. Para acuíferos confinados está dado por la ecuación: S = Ss.b

La física clásica reconoce dos formas principales de energía - energía cinética Ek y energía potencial Epot. Así, energía E total del agua en el medio poroso será igual a la suma de sus energías cinética y potencial: E = Ek + Epot La energía cinética es la energía que el agua tiene en virtud de su movimiento (Ek= ½ mv2 ). Como su movimiento en el sistema poroso es muy lento, su energía cinética, que es proporcional al cuadrado de la velocidad, la mayoría de las veces puede ser despreciada. En contrapartida, la energía potencial es fundamental en la caracterización del estado de energía del agua en el medio. Técnicamente, la energía potencial del agua representa la cantidad de trabajo que necesita ser realizado, por unidad de agua pura, para transportar re-

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versible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua libre, de una elevación específica, a la presión atmosférica, para el punto considerado en el suelo.

Donde P es la presión manométrica actuante en un volumen, o masa, unitario de agua. La presión manométrica está dada por: P = pw - po

La energía potencial del agua en el medio poroso, para nuestros propósitos (H), puede ser separada en dos componentes principales, componente potencial gravitacional ( Eg) y componente potencial de presión (Ep), H = Eg + Ep

3.4.1

Potencial Gravitacional

La energía potencial gravitacional es el potencial para realizar trabajo resultante de la acción de la fuerza gravitacional actuando sobre una cantidad de agua pura localizada en un local determinado del espacio que es, verticalmente, diferente de un punto de referencia. El módulo de esta energía potencial (Eg) depende del módulo de la fuerza gravitacional, de la densidad del agua y de la elevación vertical del agua, en relación a un punto de referencia. Matemáticamente, la energía potencial gravitacional actuante sobre un volumen de agua está dada por:

Eg = rw.g.Vw.z Donde: rw - densidad del agua (M.L-3) g - aceleración de la gravedad (L.T-2) Vw - volumen del agua (L3) z - distancia hasta el punto de referencia (L)

Esta energía potencial es una cantidad positiva si el volumen unitario de agua del suelo está ubicado encima del nivel de referencia y negativa, si estuviese por debajo.

3.4.2

Potencial de Presión

Energía potencial de presión (Ep) es la energía potencial debida a la acción de la presión del fluido circundante. Matemáticamente, puede ser representada, si consideramos la densidad de agua constante, por: Ep = P.Mw/rw

Donde pw es la presión absoluta en un punto dado y po es la presión absoluta en el punto de referencia (normalmente se considera la presión atmosférica). De ésto se deduce que el potencial de presión es una cantidad positiva debajo de una superficie libre de agua (zona saturada), es nulo en la superficie del agua y negativo en la zona no saturada. Para la zona saturada, el potencial de presión es el resultado directo del peso de agua por encima del punto considerado y, por tanto, para cualquier punto del acuífero es determinado por la profundidad en que el punto se encuentra por debajo del nivel de agua. P = rw.g.h Donde h es la profundidad por debajo del nivel de agua, medida en el campo a través de piezómetros. En acuíferos confinados la altura h (carga) es medida como la distancia entre el punto considerado y el nivel de agua libre en el piezómetro. En la zona no saturada, el potencial de presión es una cantidad negativa, frecuentemente representado por el símbolo “F ” y llamado potencial mátrico, potencial de capilaridad, tensión o succión de agua en el suelo. Por convección, succión y tensión, son consideradas cuantitativas positivas. Bajo condiciones no saturadas, el potencial de presión resulta de fuerzas atribuidas a la matriz del suelo, tales como absorción y capilaridad. El efecto líquido resultante de este proceso es la reducción de la energía libre del agua del suelo, en comparación al agua pura.

3.4.3

Movimiento del agua

Cada vez que en el sistema en consideración haya diferencias de potencial (H), podrá haber movimiento de agua. Resulta de esta diferencia de potencial, un gradiente de potencial (i), que es la fuerza motriz responsable por el movimiento del agua. De lo contrario, cuando H no varía en el sistema, el gradiente de potencial será nulo y el agua estará en equilibrio.

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La magnitud del flujo de agua subterránea se estima por la Ley de Darcy.

Q = - K.A.DH/DL = -K.A.i Donde Q – caudal (L3.T-1) K - constante de proporcionalidad (conductividad hidráulica L.T-1), A - área de la sección transversal al flujo (L2), DH - variación de potencial hidráulico a través del medio (L), DL - distancia a través del medio, medida en la dirección del flujo (L) i - gradiente hidráulico (DH/DL) (L.L-1)

Dt = Dl/vs Dt - tiempo de tránsito (T) Dl - distancia recorrida o a ser

Donde recorrida (L)

vs - velocidad del flujo (L.T-1) Si la velocidad de drenaje se calcula a partir de la Ley de Darcy, el tiempo de tránsito para un flujo en condiciones saturadas, puede ser estimado como sigue:

Dt = a.Dl/K.i 3.4.6. Mecanismo de transporte contaminantes en subsuperficie

de

3.4.4 Velocidad de Darcy y Velocidad de Drenaje Si se divide el caudal flujo obtenido a partir de la Ley de Darcy por el área de la sección transversal de flujo, se obtiene una velocidad. Esta “velocidad” es llamada Velocidad de Darcy: vd = Q/A = - K.DH/DL = -K.i Sin embargo, esta velocidad no es la velocidad real a la que el agua se mueve a través de los poros. Para obtener la velocidad real del agua se debe considerar el área “líquida” para el flujo, vs = vd/q Para un flujo saturado el contenido volumétrico del agua es igual a la porosidad total, vs = -(K/a ).(DH/DL) = -K.i/a Para un flujo no saturado, la velocidad de drenaje es, vs = -(K/q).(DH/DL) = -K.i/q

Los contaminantes son encontrados en el ambiente superficial en varias formas, o fases. Los contaminantes que están presentes en el agua son los solutos y el agua, el solvente. Los solutos, gradualmente, se dispersan a partir de un punto inicial de introducción, ocupando un volumen mayor del acuífero y alcanzando áreas que no se esperaría alcanzar si se considerase, exclusivamente, el drenaje.

3.4.6.1. Dispersión hidrodinámica La dispersión hidrodinámica constituye un proceso transiente y de mezcla irreversible. La dispersión hidrodinámica es el resultado macroscópico del movimiento del soluto debido a efectos microscópicos, macroscópicos y megascópicos. A escala microscópica, la dispersión es causada por: a) b) c)

3.4.5 Tiempo de tránsito del agua subterránea

Si se utiliza el concepto de velocidad de drenaje, se puede calcular el tiempo de tránsito, tomando en consideración un contaminante o soluto no reactivo y no dispersivo.

d)

fuerzas externas actuando sobre el fluido, variaciones macroscópicas en la geometría de los poros, difusión molecular a lo largo del gradiente de concentración del soluto, y variaciones en las propiedades del fluido, tales como densidad y viscosidad.

Se agregan a las heterogeneidades a escala microscópica, las heterogeneidades en las propiedades hidráulicas (variaciones macroscópicas). Las variaciones en la conductividad hidráulica y porosidad introducen irregularidades en la velocidad de drenaje, con el consecuente aumento en la agitación del soluto y, finalmente, se agregan efectos

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provocados por las variaciones regionales, o megascópicas, en las unidades hidrogeológicas o estratos presentes en el acuífero para el transporte a través de largas distancias. La dispersión hidrodinámica puede ser matemáticamente expresada como la suma de los procesos dispersivos: dispersión mecánica y difusión molecular. D = Dm + D* La difusión molecular (D*) es un proceso microscópico a escala molecular que resulta de la agitación térmica randómica, induciendo agitación en las moléculas del soluto al interior de la fase líquida.

3.4.6.2

Transferencia de masa o advección

La transferencia de masa es el movimiento de solutos arrastrados por el flujo de agua. Para este tipo de transporte, el flujo de iones depende, estrictamente del flujo de agua (cantidad de agua que atraviesa una unidad de la sección transversal por unidad de tiempo), siendo, por lo tanto, el flujo de iones entendido como la cantidad de un determinado soluto que atraviesa la unidad de sección transversal al flujo del agua, por unidad de tiempo.

Este proceso es independiente de la agitación advectiva de agua subterránea y puede ser muy importante para velocidades de flujo muy bajas y próximas a la superficie de los sólidos.

Si consideramos q la densidad del flujo de agua, la densidad del flujo de iones será:

Como resultado de estudios experimentales, la difusión molecular puede ser considerada como:

f = qC

D* = 1.10-6 cm2.s-1 La dispersión mecánica ( Dm ) sucede, predominantemente, a escala macro y megascópica y está asociada a la agitación mecánica de los solutos. Tal agitación mecánica es debida a: a) b) c)

variaciones en el perfil de velocidad a través del poro saturado, variaciones en el tamaño de los poros, tortuosidades, ramificaciones y entrelazamiento de los poros,

Donde C es la concentración del soluto (M.L-3).

En este proceso, el soluto es transportado por imposición externa, no existiendo un gradiente de actividad química, es decir, la concentración es constante. La fuerza motora para el flujo de iones será la misma que impulsará el flujo de agua, es decir, el gradiente hidráulico. En esta situación, el flujo es descrito adecuadamente por la ecuación de Darcy.

3.4.6.3 La dispersión mecánica puede ser expresada como una función de la velocidad del drenaje: Dm = a 1.vs Donde a i es la dispersividad longitudinal del medio poroso. Si se consideran los datos experimentales y de manera simplificada, la dispersividad longitudinal puede ser estimada como si fuese igual a un 10 % de la distancia de tránsito media:

a1 = 0,1.Xmed El coeficiente de dispersión hidrodinámica, por tanto, se torna: D = a 1.vs + D*

Generalización de la dinámica de solutos en medios porosos

Fueron presentados de forma separada los dos principales medios de transporte de solutos o contaminantes en medios porosos. Sin embargo, en la naturaleza, difícilmente los procesos de transporte de masa se realizan así. Lo más común es que ambos procesos ocurran en forma simultánea. Aún así, es necesario resaltar que, dada la existencia de muchos otros procesos mecánicos, químicos y biológicos, no es raro, que el transporte de contaminantes difiera de las previsiones y supuestos presentados anteriormente.

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4.

DESTINO DE LOS CONTAMINANTES EN SUBSUPERFICIE

En la sección anterior, él fue presentado como los contaminantes se mueven en subsuperficie, en respuesta a procesos advectivos y dispersión hidrodinámica. Además de estos procesos de transporte, innumerables otros procesos químicos o microbiológicos afectan el destino de los contaminantes en subsuperficie. Ellos pueden retardar el movimiento de los contaminantes sin atenuar su concentración (Ver Tabla 1). Retardo- proceso que impide el transporte de contaminantes por la vía de su remoción o inmovilización de su estado libre. Los ejemplos de retardo químico incluyen sorción y precipitación. Es importante destacar que, en el proceso de retraso, los contaminantes inmovilizados no son transformados y el proceso es irreversible. La reversión tiende a ocurrir cuando la concentración de un contaminante en el medio disminuye y la cantidad de contaminantes inmovilizados es alta. La reversión puede hacer disponibles contaminantes inmovilizados por períodos extensos. Atenuación – se refiere a dos tipos de procesos (1) remoción irreversible y (2) transformación. La remoción por el proceso de atenuación difiere del proceso de retardo en la medida en que éste reduce la masa de la sustancia, es decir, el proceso de atenuación funciona como un extractor de contaminantes. Un ejemplo común es el proceso de transferencia de contaminantes para otro medio (volatilización); el ejemplo más común del proceso de atenuación el proceso en que la estructura molecular de la substancia es transformada (reacciones de oxidaciónreducción). Algunos procesos en realidad aumentan la movilidad de la substancia química en subsuperficie. Algunos ejemplos incluyen la disolución de substancias orgánicas y la formación de complejos de iones metálicos. Tales procesos son categorizados como fenómenos de aumento de movilidad.

4.1

Proceso de retardo

El proceso de retardo consiste en la sorción de substancias orgánicas y en el intercambio iónico y precipitación de sustancias inorgánicas. Estas reacciones resultan en la disminución de la tasa de movimiento de contaminantes comparada con la tasa media de flujo de agua. Sorción orgánica – es la partición de constituyentes químicos entre fases, quiere decir, movimiento de solutos de un solvente o material con esta característica. El solvente no tiene, necesariamente, que ser sólido; un ejemplo de sorción es la disolución de un líquido inmisible en una fase acuosa. Sin embargo, para lo caso específico de destino de contaminantes peligrosos en subsuperficie, la sorción es principalmente la acumulación de una molécula orgánica en la superficie de la partícula de suelo. Más específicamente, es la partición del contaminante orgánico disuelto (soluto) del agua (solvente) para la superficie del material natural (solvente). Un importante ejemplo es la adherencia de moléculas orgánicas al material húmico que ocurre naturalmente en el suelo. La partición de solutos entre fases depende de la afinidad relativa de un soluto por un solvente y sorbente. La afinidad es, principalmente, un fenómeno molecular y es una función múltiple de mecanismos químicos, físicos y electrostáticos. Como resultado tenemos mecanismos de atracción o de repulsión. Ejemplos de mecanismos atractivos incluyen puentes de hidrógeno (químico), fuerzas de Van der Waals (físico) y fuerzas atractivas de Coulomb (electrostático). Otros dos ejemplos son transferencia de carga e intercambio de ligación con iones metálicos. Un ejemplo de mecanismo de repulsión ocurre entre el agua subterránea y los organismos no polares hidrófobos. Cualquiera de estos mecanismos puede actuar dependiendo de la naturaleza de las moléculas orgánicas y de las propiedades de los materiales subsuperficiales. En realidad, varios mecanismos pueden actuar de forma simultánea. La suma de todos los mecanismos y todos los materiales subsuperficiales activos cuentan para los efectos de adsorción. Dependiendo del mecanismo y de la molécula orgánica, la tasa de adsorción puede ser más rápida, como en la mayor parte de los procesos de adsorción que ocurre en las primeras 48 horas o, puede ser lenta, dependiendo de la tortuosidad de los caminos para la difusión de la solución acuosa para el agua de poro y,

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Tabla 1. Procesos y sus efectos en el destino de los contaminantes.

Proceso

Clase de químicos

Efecto

Sorción Precipitación intercambio de iones Intercambio iónico filtración Oxidación-reducción química

Orgánico Inorgánico Inorgánico Orgánico/inorgánico Orgánico/inorgánico

Retardo Retardo Retardo Retardo Transformación/retardo

Incorporación biológica Biodegradación Hidrólisis Volatilización

Orgánico/inorgánico Orgánico Orgánico Orgánico

Disolución Co-solvencia Ionización Complejación Fase inmiscible

Orgánico/inorgánico Orgánico Orgánico Inorgánico Orgánico

Retardo Transformación Transformación Eliminación por transferencia de medio Aumento de movilidad Aumento de movilidad Aumento de movilidad Aumento de movilidad Varios efectos

entonces, a través de los poros del agregado, de los filmes de agua fijados a los locales de adsorción de la materia orgánica y mineral. En realidad, muchos contaminantes de preocupación ambiental alcanzan equilibrio de días a años, como en el caso de los PCB. Se resalta que la adsorción es un proceso reversible (desorción), el cual ocurre cuando la concentración del soluto disminuye con relación a la concentración del sorbido. La desorción puede llevar un tiempo extremadamente largo, dándole a la geometría de la pluma de contaminantes una forma alargada con concentración decreciente. Este fenómeno hace inviable el uso de tecnología de remediación del tipo “bombeo y tratamiento”. Después del bombeo, la concentración en el agua subterránea retornará al nivel de equilibrio. Como se presentó anteriormente, un examen microscópico del medio poroso muestra la existencia de superficies orgánicas y minerales. Muchas moléculas orgánicas de preocupación ambiental son hidrófobas. Para compuestos orgánicos hidrófobos, diversos investigadores han demostrado que predomina el mecanismo de adsorción por el material orgánico natural del acuífero, mostrando una correlación de la capacidad de adsorción de varios suelos con su contenido en materia orgánica. Se debería resaltar que las moléculas orgánicas hidrófobas se pueden adsorber a las superficies

minerales, particularmente arcillas. Las arcillas presentan un balance negativo de cargas eléctricas debido a las sustituciones isomórficas tanto en las superficies internas, entre las placas de minerales de arcilla, como en la externa. Ejemplos de moléculas orgánicas adsorvidas en estos locales incluyen aquellas con grupos funcionales orgánicos polares (vía fuerza ióndipolo) y moléculas orgánicas grandes (vía puente de hidrógeno). El intercambio catiónico también es posible. Claro es que una variedad de mecanismos moleculares pueden actuar en el proceso de adsorción de moléculas orgánicas en la superficie de materiales naturales en subsuperficie. La magnitud de los mecanismos varía dependiendo de la naturaleza del soluto, solvente y adsorbente. El balance entre los diferentes efectos determina la distribución entre las fases. Dependiendo de las condiciones, el grado de adsorción puede ser alto, con la fase adsorbida excediendo la concentración en el agua subterránea con razones de hasta 10:1. La capacidad potencial de retención química del suelo, incluyendo la adsorción, puede ser estimada por la saturación de muestras indeformadas del suelo con un líquido contaminante, permitiendo, entonces que la muestra drene. La contaminación retenida es denominada saturación residual o capacidad de retención.

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Las propiedades del solvente son también muy importantes. Los factores claves que influencian la adsorción son: El tamaño de la molécula – generalmente cuanto mayor la molécula, más rápidamente es adsorbida. Hidrofobia – la adsorción de moléculas orgánicas no iónicas sobre las partículas del suelo se correlaciona bien con la función inversa del coeficiente de partición octanol-agua. Intercambio molecular – para determinados pHs, algunos orgánicos pueden ser una molécula descargada y para pH altos pueden funcionar como un anión. Estructura – un isómero puede ser adsorbido más rápido que otro. Modelo de adsorción Lineal - Para condiciones del medio saturado y constituyentes orgánicos no polares, la adsorción de la fase acuosa para el medio poroso de subsuperficie puede ser tratada como un proceso de partición-equilibrio. Cuando la concentración del soluto es baja, es decir, £ 10–5 molar, o menor a la mitad de su límite de solubilidad, la partición podrá ser descrita usando una isoterma lineal. La isoterma lineal relaciona la concentración de la substancia orgánica presente en el agua subterránea y el solvente para temperaturas constantes como lo siguiente:

S = Kd C Donde: S - masa sorbida por masa de solvente (mg/ kg) Kd - coeficiente de partición o distribución C - concentración en el agua subterránea en condiciones de equilibrio Para una relación lineal, la inclinación de la recta representa Kd, o sea, la razón entre la masa del contaminante sorbido por el suelo (masa del soluto por volumen unitario del suelo seco), y su concentración en el agua subterránea en su entorno (masa del soluto por volumen unitario de líquido). El valor de K d puede variar dependiendo del contaminante y del material de subsuperficie. La inclinación de la recta (Kd) puede ser determinada a partir de una serie de ensayos en muestras indeformadas del material subsuperficial. Como discutido anteriormente, tales ensayos muestran que cuanto mayor es el contenido de materia

orgánica en el medio (acuífero), mayor es el potencial de adsorción. De esta forma, la adsorción puede ser caracterizada en muchos casos, particularmente para suelos orgánicos hidrófobos, a través del contenido orgánico presente en el medio:

Kd = Koc f oc Donde: f oc - fracción de carbono orgánico del medio poroso Koc - coeficiente de partición del carbono orgánico para un compuesto orgánico hidrófobo particular Las experiencias han mostrado que este método produce estimados razonables para materiales subsuperficiales con contenido de materia orgánica entre 0,1 y 20 %. Como ya se presentó anteriormente, el contenido orgánico de la mayoría de los suelos se encuentra entre 0,2 a 3,0 %. Por tanto, ésta aproximación puede ser aplicada para la mayoría de las situaciones. Entre las condiciones de aplicación de este método la variable foc puede ser determinada a partir del análisis del suelo y los valores de la variable Koc para muchos químicos ya se encuentran en tablas. Cuando el valor de Koc es desconocido, se puede estimar por la correlación con la propiedad que indica el grado de la naturaleza hidrófoba del químico (coeficiente de partición octanol-agua), como sigue:

Koc = 0,63 Kow Donde Kow –coeficiente de partición octanol-agua para un químico Cuando es aplicable, la estimativa de adsorción lineal puede ser obtenida a partir de la ecuación Kd , de la correlación Koc y de la determinación de la fracción de materia orgánica presente en el medio poroso.

Adsorción en condiciones no ideales – existen muchas condiciones en donde la adsorción no sigue el patrón ideal expresado por la aproximación de adsorción lineal, destacándose: El flujo de agua subterránea puede ser muy rápido de modo tal que la tasa de adsorción

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lenta se vuelve una limitante, no estableciéndose la condición de equilibrio. La adsorción puede seguir una cinética de Segundo Orden, necesitándose un modelo no lineal, particularmente para altas concentraciones de soluto. Las moléculas orgánicas pueden ser absorbidas por partículas de materia orgánica en suspensión en aguas subterráneas, de manera tal que estas pueden moverse con el agua subterránea, presentando una adsorción menor a la prevista. En el agua subterránea con muchas moléculas orgánicas habrá competencia por los locales de adsorción, resultando en valores de adsorción menores que los determinados para cada una de las especies. El modelo de partición lineal asume un equilibrio entre los constituyentes sorbido y soluto. Esto es adecuado para la mayoría de las moléculas orgánicas hidrófobas si el tiempo de contacto solvente-adsorbente es del orden de días a meses. Sin embargo, para algunos compuestos, este tiempo puede no ser suficiente para alcanzar el equilibrio. La adsorción no lineal es observada con frecuencia. Por ejemplo, en un caso de adsorción de tricloroetileno(TCE) en sedimentos glaciales (till), el valor del Kd decreció de 110 a 1 ppm de TCE, a menos de 10 para 4 ppm. Existen dos modelos utilizados frecuentemente para describir adsorción no lineal, el modelo de Langmir, y la isoterma empírica de Freundlich, siendo ésta última, el más utilizada. Es muy similar al modelo de adsorción lineal, con la adopción de una constante empírica l/n, como lo siguiente:

S = Kd Cl/n El uso de este modelo requiere que sea bien calibrado. Aún así, es importante verificar si el modelo se adecua a las condiciones medidas en el local de investigación. Intercambio iónico – el intercambio iónico está relacionado a la adsorción de iones en solución en locales específicos de la partícula del suelo con carga opuesta. Está condicionada por la fuerza atractiva para mantener la neutralidad electrostática: las cargas eléctricas de la superficie del suelo son balanceadas por los iones libres de carga opuesta. Los iones

previamente ligados por débiles afinidades son cambiados por iones de la solución, p.ej: el ion de calcio presente en el agua subterránea puede ser cambiado en la superficie de arcillas, desplazando iones de sodio existentes. El intercambio iónico puede ser considerado como una subcategoría de adsorción involucrando interaciones electrostáticas, siendo generalmente aplicada para metales mientras que la adsorción se aplica a suelos orgánicos. La mayoría de los metales en solución acuosa ocurre como cationes, adsorviéndose principalmente en respuesta a la atracción electrostática. A diferencia de la adsorción, que ocurre, principalmente, sobre superficies orgánicas, ambas superficies, orgánicas e inorgánicas son importantes para el intercambio iónico. La capacidad que tiene un suelo de poder retener e intercambiar cationes se cuantifica como Capacidad de Intercambio Catiónico (CIC), p.ej: la capacidad de intercambio catiónico de los humus y de dos minerales de arcilla (vermiculita y montmorillonita) son respectivamente, del orden de 200, 150 y 100 meq por 100 g. No obstante las fracciones orgánicas e inorgánicas constituyen juntas la capacidad de intercambio catiónico del suelo; la fracción arcillosa es sin embargo más importante debido a que su contenido es mayor que el contenido en materia orgánica en el suelo.

Las arcillas presentan CIC mayor que las otras partículas inorgánicas, debido a su superficie específica extremadamente grande, rica en cargas negativas. La superficie específica expuesta de una unidad de masa de arcilla coloidal es por lo menos 1.000 veces mayor que una arena. Nótese que, mientras tanto, la CIC de las arcillas varía considerablemente dependiendo de la mineralogía de la arcilla. La Tabla 2 presenta la CIC de algunos de los minerales de arcilla más comunes. En el proceso de intercambio iónico, los iones compiten por los locales de intercambio y de desplazamiento de cationes previamente ligados, a este proceso se le llama intercambio selectivo de cationes. Los cationes normalmente desplazados son Na y Ca. La afinidad de intercambio depende de la carga eléctrica, el rayo hidratado y la configuración molecular. Generalmente los cationes bivalentes son adsorbidos con más fuerza que los cationes monovalentes, y los cationes menores tienden

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a desplazar los cationes mayores. Los cationes son generalmente desplazados en el siguiente orden:

Na+ < Li+ < K+ < Rb+ < Cs+ < Mg2+ < Ca2+ < Ba2+ < Cu2+ < Al3+ < Fe3+ < Th4+ Esta referencia no es absoluta, p.ej: para altas concentraciones un catión con bajo poder de desplazamiento como el sodio, puede desplazar un catión más alto en la serie.

La capacidad de intercambio iónico es muy dependiente del pH. Cuando el pH está por debajo de la neutralidad, el ion hidrógeno rápidamente disloca a los iones metálicos. Cuando el pH aumenta, los iones de hidrógeno son menos resistentes al desplazamiento y el saldo resultante es un aumento en la capacidad de intercambio. Se debe destacar que el intercambio iónico de iones metálicos con el suelo puede ser parcialmente reversible, los locales de

Tabla 2. CIC de algunos de los minerales de arcilla más comunes.

Mineral de arcilla

CIC (meq/100 g)

Caolinita

3-15

Illita

10-40

Smectita

80-150

Atapulgita

20-30

intercambio saturados pueden liberar cationes contaminantes con la disminución de la concentración de contaminantes en el agua y en respuesta a las variaciones de pH. De este modo, el intercambio iónico representa más un retardo que un proceso de atenuación. Finalmente, la capacidad de intercambio de un material en subsuperficie se puede saturar de modo que el transporte de contaminantes puede no ser afectado por este proceso.

para una forma menos soluble, caso que ocurra la mezcla de un precipitante con la solución contaminante (p.ej. la mezcla de solución contaminante de plomo con aguas de alto tenor de carbonatos puede dar lugar a la forma prácticamente insoluble PbCO3). También, un cambio de estado de oxidación puede promover la precipitación (p.ej. la oxidación de solutos ferrosos podrá producir especies minerales con formas férricas menos solubles).

Precipitación – La precipitación es lo opuesto a la disolución: la concentración de un soluto excede la solubilidad del compuesto y cualquier exceso de soluto pasa a estado sólido, precipitando para fuera de la solución. Esta parte que queda fuera de la solución es llamada precipitado. Este proceso es reversible, si la concentración del soluto disminuye a valores por debajo de su solubilidad, puede ocurrir la disolución del precipitado. La precipitación es, en particular, aplicada en metales tales como níquel, mercurio, cromo y plomo.

La precipitación depende principalmente del pH. La mayoría de los metales precipitan con hidróxidos en presencia de pH altos. Mientras tanto, la elevación continua del pH aumentará la solubilidad de metales anfotéricos (p.ej: níquel).

La precipitación puede verificarse también cuando una reacción química transfiere un soluto

Filtración - La filtración es una forma física de retardo, resultante de la obstrucción del espacio poral. Esto ocurre debido a la acumulación de partículas sólidas en los poros, y también debido a la precipitación y acumulación de materias disueltas.

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4.2

Procesos de Atenuación

Los procesos de atenuación más importantes y que resultan en la transformación de sustancias se realizan a través de las reacciones de oxidación-reducción, sea ésta iniciada por el camino químico o biológico, hidrólisis, que también puede transformar substancias, y volatilización que resulta en la transferencia de substancias químicas hacia la atmósfera. Oxidación-Reducción Química - Las reacciones químicas de reducción-oxidación (redox) pueden ocurrir con moléculas orgánicas o inorgánicas y abarcan la ganancia o pérdida de oxígeno. Una reacción que acrecienta oxígeno al compuesto es una reacción de oxidación (p.ej: FeSO 4 transformándose en Fe2(SO4)3. Del mismo modo, la pérdida de oxígeno (frecuentemente con la adición de hidrógeno) es designada de reducción (p.ej: el ión NO3+1 transformándose en NH4-1). Sin embargo, las reacciones de oxidación-reducción no necesariamente involucran oxígeno. Para las moléculas orgánicas, la oxidación se define como una reacción que resulta en la pérdida de electrones de un elemento químico (el elemento químico que dona el electrón se

oxida). Al contrario, la ganancia de electrones es la reducción. Para los solutos inorgánicos, la oxidación nuevamente abarca la pérdida y aceptación de electrones, pero es más precisamente definida como una reacción que aumenta el estado de oxidación de un átomo, es decir, la carga del átomo se vuelve más positiva (p.ej. el Fe+2 se oxida para Fe+3 donando electrones y Cr+6 se reduce a Cr+3, aceptando electrones). Los iones con varios estados de oxidación, es decir, que poseen más que una carga iónica, como por ej: el Cr explicado anteriormente, en dependencia del estado de oxidación en que se encuentre podrá tener diferentes destinos en subsuperfície, como podrá ser observado en la Tabla 3. En aguas naturales, la oxidación o reducción de solutos inorgánicos peligrosos pueden ocurrir en el tiempo geológico, pero es despreciable para períodos cortos de tiempo. La oxidación y reducción de moléculas orgánicas es resultado, principalmente, de actividades biológicas, no obstante alguna reacción química de oxidación-reducción pueda ocurrir entre las moléculas orgánicas y el material del suelo. El papel del material del suelo en la oxidación de moléculas orgánicas es

Tabla 3 - Características del ion en función del estado de oxidación

Elemento

Ion

Observaciones

Hierro

Fe+3

Baja solubilidad, el hidróxido (precipitado) puede adsorber otros metales.

+2

Cromo

Selenio

Fe

Muy soluble

Cr+6

Tóxico, relativamente soluble

Cr+3

Precipitado es relativamente insoluble, se adsorbe fuertemente a las superficies

Se+6

Más móvil, sin embargo, menos tóxico

Se+4

Más tóxico, sin embargo, menos móvil

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complejo y todavía no muy bien conocido. Las arcillas pueden iniciar algunas reacciones de reducción, particularmente en condiciones anaeróbicas. De manera general se observa que las condiciones redox pueden variar de forma importante para pequeñas distancias, resultando más homogéneas en condiciones de medio saturado que en medio no saturado. Oxidación-Reducción biológica - La mayoría de las sustancias orgánicas en subsuperficie se transformarán en moléculas menores a través de los mecanismos de oxidación-reducción inducidos por la actividad metabólica de microorganismos nativos; tales transformaciones son denominadas biodegradación. Debido a la pequeña cantidad de oxígeno en subsuperficie, la mayoría de las transformaciones ocurren por el camino de la reducción - procesos anaeróbicos. La biodegradación anaeróbica sucede en bajas tasas en subsuperficie; mientras tanto, favorece la deshalogenización de los compuestos clorados que típicamente resisten la degradación aeróbica. Es importante destacar que la degradación anaeróbica puede no necesariamente transformar los compuestos orgánicos en formas menos tóxicas o menos móviles. Esto se ilustra con el caso bien documentado de degradación anaeróbica del TCE, del cual resulta la producción de cloreto de vinilo (VC), que es más tóxico y posee un coeficiente de partición (Koc) menor que el del TCE. Hidrólisis - Las sustancias químicas pueden reaccionar con las moléculas de agua y, a este proceso, denominamos hidrólisis. Las reacciones exotérmicas de algunos tipos de residuos reactivos constituyen un ejemplo. La hidrólisis es, frecuentemente, descrita como un intercambio entre un anión hidroxilo (OH-1) y un grupo aniónico de compuestos químicos X, resultando en la descomposición del siguiente compuesto:

RX + HOH ® ROH + HX Para la mayoría de los químicos, la hidrólisis presenta un efecto insignificante cuando se la compara con otros procesos de transformación de moléculas orgánicas (p.ej: la biodegradación). Mientras tanto, para orgánicos clorados, los que no son rápidamente transformados por la biodegradación, la hidrólisis puede ser significativa, dependiendo de otros

factores. La hidrólisis de orgánicos clorados incluye el intercambio del radical hidroxilo con un anión X, ligado a un átomo de carbono. El hidroxilo puede venir de la molécula de agua o de otra fuente de hidroxilos. La reacción puede ser catalizada por un ácido o una base. Aclaramos, sin embargo, que la hidrólisis depende del pH y de la temperatura. Una aproximación simple, aunque con reserva, para describir la hidrólisis es tratarla como una reacción de primer orden, para pH y temperatura constantes. Volatilización - La volatilización es la conversión de un constituyente químico volátil en el agua subterránea a vapor, transfiriéndolo a la atmósfera. La volatilización puede ocurrir a partir de tres fuentes en subsuperficie: producto libre, agua de la zona vadosa y agua subterránea. Las variables clave son la presión del vapor y el área de contacto entre el aire del suelo y las tres fuentes. La porosidad del material en subsuperficie menos la humedad del suelo, es decir, el volumen de aire, da una buena indicación acerca del grado de contacto. Así, el agua de la zona vadosa o producto libre residual confinado a la zona no saturada tiene una mayor área de contacto con el aire del suelo que el agua subterránea, limitado al entorno de la superficie de la napa freática. Los fluidos inmiscibles de baja densidad que flotan sobre el agua subterránea pueden presentar una gran área de contacto con el aire del suelo, sin embargo, no es tan significativa como loes para los fluidos confinados intra y sobre las partículas del suelo, en la zona no saturada. 4.3

Alteración (intensificación) de la Movilidad

Los procesos de retardo y atenuación alteran el transporte de contaminantes resultando en concentraciones menores de lo que se podría prever basándose solamente en la advección y dispersión. Algunos procesos, en realidad funcionan, al contrario a estos procesos, aumentando la movilidad de una sustancia. Estos procesos consisten en: consolvencia, ionización, disolución y formación de complejos. Consolvencia - Consiste en la introducción de determinada cantidad de un solvente orgánico,

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en subsuperficie. Las propiedades de un solvente orgánico difieren de las del agua, de forma tal que de la mezcla de ambos resulta un comportamiento diferente del agua. La presencia de cierta cantidad de solvente promueve el aumento de la interacción entre el soluto y el solvente, de manera diferente para con el agua. La mezcla resultante puede aumentar drásticamente la movilidad de los constituyentes si comparado con el agua sin el solvente. En particular, la solubilidad de un constituyente orgánico puede aumentar y la capacidad de adsorción del material de subsuperficie puede disminuir.

orgánicos polares, y no polares. El percolado es el ejemplo de un líquido que disuelve los constituyentes cuando percola a través de rellenos sanitarios. Complejación - La formación de complejos o quelación es la formación de una ligación combinada entre un ion metálico y un anión conocido como ligante. La ligación ion - ligante es considerada un complejo donde el ligante circunda el ion. La complejación aumenta la movilidad potencial de un metal porque:

a)

Los solventes orgánicos afectan la capacidad de adsorción del material de subsuperficie de varias formas: -

Competencia por los locales de adsorción

-

Remoción de materia orgánica del agregado, primer local, donde puede ocurrir la adsorción.

-

Alteración física del suelo, alterando el patrón de flujo intra agregado, desviando los locales de adsorción.

Además de reducir la adsorción, los solventes pueden alterar las propiedades del suelo, así como también aumentar la conductividad hidráulica en subsuperficie. El efecto de la consolvencia sobre la solubilidad puede ser fantástico. La introducción de solventes en el agua en proporciones de 20% o más en volumen puede aumentar la solubilidad de compuestos hidrófobos en más de un orden de magnitud. Ionización - Los ácidos orgánicos (fenoles y ácidos alifáticos) tienen la habilidad de donar protones cuando presentes en solución acuosa. En el proceso denominado ionización, los ácidos, Al perder protones se vuelven aniones y su solubilidad en agua puede aumentar significativamente. Un ejemplo es el 2-4-5triclorofenol, en que el Koc decrece para el fenol de 2.330 a un valor próximo a cero para el fenolato. Disolución - La disolución es el disolvimiento de sustancias químicas de productos libres o formas sólidas de residuos peligrosos para solutos en el agua subterránea. Los solutos pueden ser cationes o aniones inorgánicos,

el metal complejo-formado es más soluble, y b) el complejo fija lo que sería, en caso contrario, el ion metálico libre, decreciendo así la oportunidad de adsorción o precipitación de estos iones. Un ejemplo es el mercurio con las sales cloradas; aumentando la concentración de cloreto se puede pasar el mercurio de Hg2+ para un complejo neutro.

Un ligante está frecuentemente constituido por múltiples elementos funcionando conjuntamente. Los ligantes pueden ser inorgánicos u orgánicos. Algunos ligantes orgánicos sintéticos pueden estar presentes en las aguas subterráneas a partir de fuentes de basura. Los ligantes orgánicos naturales pueden también estar presentes, originarios de material húmico. Destacando que para acuíferos rasos, los ligantes orgánicos originados en de material húmico pueden estar presentes en concentraciones significativas, dominando la química del metal. Los complejos metálicos formados con ligantes orgánicos pueden ser relativamente estables, requiriendo para ello de un pH bajo, o de un pH alto para algunos metales, para romper la ligación. Debido a la variedad de ligantes que pueden ser encontrados en el agua subterránea, un metal puede formar un complejo a través de diferentes maneras, siendo difícil prever el resultado. 4.4

Partición de la Fase Inmiscible

En los fluidos inmiscibles tales como la gasolina, que migran en subsuperficie, pueden existir en tres fases: (1) producto libre; (2) adsorción a las partículas del suelo e interstícios abiertos de la matriz subsuperficial, y (3) disuelto en el agua subterránea o en el suelo. La cantidad en cada fase depende de las propiedades del material de subsuperfície y de la sustancia inmiscible. El particionamiento para

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la fase sorbida sigue los mismos principios que fueron expuestos para la adsorción de los orgánicos. De la misma forma, el particionamiento para la fase soluto es similar a disolución de los orgánicos. En la mayoría de los casos, la masa en la fase soluto es pequeña comparada con la masa en las fases sorbida y producto libre. De esta forma, estas dos últimas representan una fuente extendida y continua de descarga de contaminantes para el agua subterránea. La fase producto libre se denomina fase líquida no acuosa (NAPL).

trol, se opta por simplificaciones. Una aproximación general y relativamente simple, es cuantificar la influencia de estos procesos de forma colectiva, como un factor de retardo expresado como sigue: R = 1 + rb/n Kd Donde: Pb - densidad aparente del medio poroso n - porosidad Kd - coeficiente de distribución

5.

INCLUSION DEL DESTINO DE LOS CONTAMINANTES EN LA ECUACION DE TRANSPORTE

El transporte de contaminantes en subsuperfície se da en respuesta a los gradientes hidráulicos (advección) y gradientes químicos (difusión). La ecuación unidimensional de adveccióndispersión para contaminantes disueltos no reactivos en el acuífero homogéneo e isotrópico, para flujo saturado en condiciones de equilibrio (steady-state) es: D.¶ 2C/¶ l2 - vs ¶ C/¶l = ¶ C/¶ t donde: D - coeficiente de dispersión hidrodinámica C- concentración de soluto vs - velocidad lineal media del agua subterránea

La ecuación de transporte puede entonces ser reescrita: 1/R(D ¶ 2C/¶ l2 - v¶ C/dl) = ¶C/¶t

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l - distancia en la dirección de flujo t - tiempo Se observa que la ecuación de transporte no considera los procesos de atenuación, retardo, ampliación de la movilidad, etc., discutidos anteriormente. Es claro que estos fenómenos colectivamente pueden reducir la concentración de los constituyentes inorgánicos u orgánicos presente en el agua subterránea a niveles menores que los estimados basados exclusivamente en fuerzas mecánicas. Lo contrario es también verdad. Cada fenómeno, individualmente, es ya complejo, aumentando aún más su complejidad, si se le considera de manera combinada e interdependiente. Debido a esa complejidad y a la dificultad de su con-

REICHARDT, K. 1975. Processos de transferência no sistema solo-planta atmosfera. 3a. Edição, Piracicaba, CENA/Fundação Cargill. 285 p. U.S. Environmental Protection Agency. 1985. Water Quality Assessment: A Screening Procedure for Toxic and Conventional Pollutants in Surface and Groud Water Part I and II. EPA/600/6-85/002a and EPA/600/6-85/002b.

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