HidRoloGia
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PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
Evaluación de la afectación a la calidad del agua subterránea debido a la
extracción de material pétreo en las sabanas del estado de Yucatán.
El nivel del agua subterránea en la sabana se encuentra aproximadamente
1.2 metros por debajo del nivel del terreno. El lugar se ubica a
aproximadamente 6 km de la línea de costa al norte de Mérida.
Se pretende explotar una superficie de 100 km² y profundizar hasta 16 m.
INTRODUCCIÓN
La compleja hidrogeología de los medios cársticos, le confiere a estos una elevada
heterogeneidad en cuanto a los parámetros que determinan el movimiento del
agua, su almacenamiento y la habilidad de éstos para transportar los
contaminantes que llegan a ellos. Es por esto de suma importancia disponer de
datos de dichos parámetros, obtenidos a través de pruebas de campo que influyan
en un volumen considerable del acuífero, donde las heterogenealidades del medio
estén incluidas, tales como las fracturas y cavidades de disolución, tener
información a una escala de campo permite comprender de una manera más real
el movimiento de los contaminantes en el acuífero y contar con una mayor
capacidad para prevenir y mitigar los efectos nocivos de la contaminación en los
sistemas acuíferos.
Uno de los mecanismos físicos que contribuyen a la migración de los
contaminantes en el agua subterránea es la dispersión mecánica. Este proceso se
presenta cuando los contaminantes a causa de las tortuosidades del terreno,
tienden a separarse de la trayectoria ideal del agua y a moverse con diferente
velocidad.
La dispersividad en un parámetro hidrodinámico que caracteriza la dispersión de
un soluto en un medio poroso, depende del medio y es una propiedad intrínseca
de éste. La dispersividad puede estar relacionada con otras características físicas
propias del medio, tales como la porosidad, la conductividad hidráulica y la
distribución del tamaño de grano. La porosidad y el grado de uniformidad de los
granos son factores importantes que afectan la dispersividad: esta es directamente
proporcional al coeficiente de uniformidad e inversamente proporcional a la
porosidad (Moujin y Yoram, 1997). Klotz y Moser (1974) observaron que los
valores de la dispersividad longitudinal dependen del tamaño del grano y no de su
forma, ni de su rugosidad y angulosidad.
La aplicación de la teoría de dispersión a problemas prácticos o reales, conlleva a
discrepancias entre los valores observados y los calculados mediante esta teoría,
(Fried 1979; Anderson, 1979). Los valores determinados en pruebas en columnas
son generalmente vistos como una indicación pequeña de las dispersividades in
situ de la geología del material. Es generalmente aceptado que la dispersividad
longitudinal y transversal bajo condiciones de campo, son más grandes que las
medidas en pruebas de laboratorio; esta diferencia es atribuida a los efectos de las
heterogeneidades del flujo macroscópico que se encuentran en campo. Es por eso
que los valores obtenidos en laboratorio, pueden ser tomados como la
representación de una propiedad del medio en una escala de tamaño insuficiente
para su uso general en la predicción de la dispersión en el campo (Freeze y
Cherry, 1979).
La dispersividad varía espacialmente con los cambios litológicos del medio poroso,
como consecuencia de la variabilidad espacial. Los estudios de la migración de
contaminantes bajo condiciones de campo requieren la medición de la
dispersividad del mismo. A pesar que esta premisa es generalmente aceptada,
hay un desacuerdo sobre los tipos de pruebas de campo que deben utilizarse para
determinar la dispersividad y de los métodos de análisis más apropiados que
deben emplearse. Estas diferencias pueden ser el resultado del hecho de que
relativamente han sido pocas las pruebas de campo que se han llevado a cabo
para la determinación de este parámetro, como consecuencia de la dificultad de la
tarea (Freeze y Cherry, 1979).
En la práctica habitual de los modelos matemáticos, las dispersividades se
suponen valores constantes. Smith y Schwartz (1980) sugieren que es esencial
tener en cuenta la variación espacial de las dispersividades para una correcta
simulación del movimiento de los solutos. Otros autores han señalado que los
valores de dispersividad dependen de la escala del problema: es decir, los valores
determinados en campo por medio de pruebas de trazado dependen de la
distancia recorrida por el mismo, de manera que para mayores distancias se
encontrarían un mayor número de heterogeneidades y, por lo tanto, serian
necesarios mayores valores de dispersividad para describir la dispersión. Gelhar
(1979), empleo análisis estocástico para demostrar que en teoría, la dispersividad
podría ser aproximada a un valor constante para tiempos de recorrido y distancias
grandes a partir de la fuente contaminante.
ANTECEDENTES
Las condiciones hidrogeológicas de la región son de un acuífero costero poco
profundo. Marin (1990) y Steinich (1996) mencionan que el agua ducle se presenta
como un lente de un espesor de 15m cerca de la costa y de 45m en la ciudad de
Mérida, de la misma dorma Sanchez (1993) menciona que por su proximidad al
mar, la cuña de agua marina penetra por debajo de un delgado lente de aua dulce
de 40-50 m de espesor en la ciudad de Mérida, y se extiende en toda la porción
del estado.
En estudios realizados por la FIUADY, se reportó presencia de confinamiento
(artesianismo) en la zona donde se localiza el campo de trazado. Durante la
perforación se monitoreó el nivel del agua y se observó un ascenso del nivel del
agua hasta la superficie del terreno después de que el barreno atravesó los
primeros 2.5m de caliche, que confinan al acuífero. También reporta que el limite
entre el acuífero confinado y el acuífero libre se localiza entre los 3.5 y 6 km de la
línea de la costa.
La morfología es de tipo kárstico y presenta un relieve casi plano que prevalece en
la superficie del área. El acuífero en esta zona se considera confinado en una
franja de aproximadamente 5 km de ancho a partir de la línea de la costa; esta
franja está conformada por una delgada capa de caliza superficial y poco
profunda, de baja permeabilidad, lo cual da lugar a que el sistema acuífero
descargue hacia el mar bajo un esquema de confinamiento (Perry, 1989) (en la
zona de estudio aún no se sabe con exactitud hasta donde abarca esta zona).
La porosidad y permeabilidad del acuífero dependen principalmente de su
litología, Gonzales (1984) menciona un rango de porosidad del 7-14%; los valores
de porosidad y permeabilidad son altos en los estratos constituidos por conchas y
esqueletos de organismos y bajos en los estratos de caliza masiva. Marín (1990)
caracteriza al acuífero como de alta permeabilidad y de un bajo gradiente
hidráulico. La disolución y la abrasión e los materiales calcáreos a lo largo del
tiempo, han dado lugar a una porosidad y a una permeabilidad secundaria que
presentan en una distribución muy irregular, lo que le concede al flujo un errático
curso y conductos de disolución de tamaño variado.
HIDRODINÁMICA DE LA ZONA DE MEZCLA
Los principales controles físicos sobre la posición de la interfase marina fueron
establecidos por Badon Ghyben (1889) y Herzberg (1901), ellos establecen que en
condiciones estáticas por cada metro de carga de agua dulce sobre el nivel del
mar hay una depresión de la interfase de 40 metros bajo el nivel del mar, relación
que se deriva de la diferencia de densidades entre el agua dulce y el agua de mar.
Hubbert (1940) según Custodio (1976), expande este concepto señalando que el
agua dulce no es estática y que la interfase no intercepta el nivel freático en la
costa como asumen Ghyben y Herzberg. Hubbert, señala que hay una relación
dinámica causada por el flujo del agua subterránea existente en la zona, en la cual
la posición de la interface es controlada por la distribución de las cargas. Cupper
(1959), proporciona una base teórica para demostrar que la descarga de agua
dulce produce un flujo cíclico concomitante del agua de mar desde el fondo del
océano hasta dentro del acuífero. Esta agua de mar se mezcla con el agua dulce
subterránea para formar una zona de dispersión. Esta teoría fue verificada por
Kohout (1060) con pozos de observación en el acuífero Biscayne en Florida.
El estudio de la relación del agua dulce agua salada en un ambiente subterráneo
se vuelve complejo, debido a la dinámica de los fluidos, así como a las
características fisicoquímicas de estos. Cuando se habla del límite entre dos
fluidos inmiscibles tales como el agua y el petróleo está claramente definido y es
brusco, formando una interface. Si esos dos líquidos son miscibles tales como el
agua dulce y el agua salada, no existe una interfaz brusca si no que se pasa de un
fluido a otro a través de una zona de mezcla.
Como concepto teórico, la interface salina representa el frente de contacto de la
mezcla de dos fluidos miscibles, no es simétrica, en cuanto a concentración de
sales y en la práctica se localiza a un 50% de la concentración de sales del agua
del mar. La zona de mezcla, según custodio (1983), se define centre un 5 y un 95
%. En un sistema cárstico el fenómeno de intrusión salina es muy diferente. La
roca en su conjunto se encuentra fracturada y con grandes oquedades, la
capacidad de almacenamiento de agua subterránea en los poros de la roca es
muy poca o nula en muchas ocasiones. Esto quiere decir que el agua subterránea
circula a través de las oquedades y de las fracturas y fisuras, por lo que la relación
Ghyben- Herzberg difícilmente se cumple.
Davis (1971) y Custodio y Llamas (1983) mencionan que el agua subterránea
(agua dulce) tiene una conductividad eléctrica entre los 30 y 2000 micromhos y el
agua de mar entre 45000 y 55000 micromhos. En base a lo anterior y a la gran
relación que tiene la conductividad eléctrica con la concentración de sales
disueltas en el agua se puede conocer a que profundidad se encuentra el agua
salina, esto, mediante la medición de la variación de la conductividad eléctrica con
respecto a la profundidad.
Hidrodinámicamente la zona de la mezcla se forma debido a que el potencial de
agua dulce es pequeño comparado con la profundidad del afloramiento al mar y no
puede producirse el escape, por lo tanto el movimiento del agua dulce es frenado
por el agua salada, originando que ambos vectores cambien de dirección por una
dirección paralela a la zona de mezcla formada por ambos fluidos.
La zona de mezcla refleja con intensidad variable las propiedades químicas e
hidráulicas de cada uno de los líquidos originales y su espesor depende de la
dispersividad del medio y de las características del movimiento. En esta zona de
contacto entre el agua dulce y el agua salada se tiene una difusión de la una en la
otra a la que se suma la dispersión hidrodinámica originada por el movimiento del
agua normalmente y a lo largo de la interface. Los movimientos de la interface
vienen reflejados de forma paralela por cambios en la posición de las líneas de
igual concentración en cloruros. Así, en pozos poco alejados de la costa, la
salinidad disminuye después de lluvias y mareas bajas, aumentando en épocas de
secas y con mareas altas.
El equilibrio de agua dulce- agua salada en un acuífero costero está en función de
la magnitud de la recarga y la descarga que este pueda tener en forma natural o
artificial, del régimen del flujo subterráneo, así como la influencia de las mareas.
Estos factores hidrodinámicos modifican la posición y el espesor de la zona de
mezcla en diferentes escalas de tiempo; el primero afecta a la interface salina de
manera estacional, en tanto que los otros dos de forma diaria.
La zona de la mezcla está en movimiento con una velocidad paralela al plano
central y ello supone un transporte de agua salobre y salada del acuífero hacia el
mar; este movimiento limita su espesor, que es un tanto menos grueso cuando
mayor es el flujo y menores son los movimientos de la interface. En esta zona
dentro de la cual se sitúa la interface teórica, es una zona dinámica en la cual el
agua se mueve no solo como consecuencia de las diferencias de densidades, sino
también por cambios de nivel piezometrico en ambos líquidos.
Las variaciones de la recarga generan un movimiento de interface salina hacia una
nueva posición de equilibrio. Es decir, al cambiar el potencial de agua dulce, el
potencial de agua salada también cambia debido al equilibrio hidrostático que
prevalece entre ambos cuerpos de agua. Sin embargo, la interface se mueve muy
lentamente debido al desplazamiento de grandes volúmenes de agua.
Ahora bien, las mareas y su efecto cíclico crean una posición intermedia de la
interface que solo es modificado por cambios rápidos del nivel del mar (tormentas)
o por cambios del agua dulce (recarga o descarga). Las recargas rápidas
producen efectos similares a un cambio brusco de nivel y van seguidas de una
descarga lenta que da tiempo de modificar la posición y forma de la interface. Las
fluctuaciones periódicas de las mareas originan un movimiento de vaivén sobre la
interface, originando una dispersión hidrodinámica del agua salada en el agua
dulce.
METODOLOGÍA Y RESULADOS
Es importante aclarar que toda esta metodología se suponen para un caso crítico
en el cual no se produce una recarga en el acuífero y no se toman en cuenta las
afectaciones que otras partes del acuífero le puedan dar al área tratada.
El comportamiento natural de los acuíferos es el siguiente
Donde los puntos encerrados en rojo se deben a la recarga del acuífero (debido a
las lluvias) nuestra idealización del problema remueve estos puntos dejando una
gráfica como la mostrada en naranja.
Los datos que usaremos para este apartado se tomaron de distintos trabajos
previos de otros investigadores.
Como primer dato necesitamos saber la profundidad a la que se encuentra el
manto freático en la zona a estudiar. Este dato lo obtendremos de la tesis “Modelo
numérico del flujo subterráneo de la porción acuífera N-NW del estado de
Yucatán: implicaciones hidrogeológicas”.
0
0.5
1
1.5
2
2.5
3
0 200 400 600 800 1000 1200 1400 1600 1800 2000
Ele
vaci
ón d
el n
ivel
freá
tico,
en
met
ros
Tiempo, en días
VARIACIÓN DEL NIVEL DEL AGUA EN FIUADYPERÍODO 1995-1999
19990.98m
Pozo someroPozo profundo
1998199719961995
2.68 m
1.52 m 1.32 m
1.43 m
2.04 m
En este esquema nos dice que el nivel al que se encuentra el manto freático es de
1.1 metros de profundidad y nuestra excavación será a 16 metros lo cual deja 14.9
metros de agua que quedará libre para su evaporación.
El siguiente dato que necesitamos es la carga hidráulica que nos servirá para
saber la distancia a la que se encuentra la interface con respecto al nivel medio
del mar. Estos datos los obtendremos de la tesis “Estudio de la dispersividad en la
zona de descarga del acuífero de Yucatán al norte de la ciudad de Mérida”
t(h) h z (m)1 0.7 26.62 0.68 25.843 0.66 25.084 0.64 24.325 0.62 23.566 0.6 22.87 0.58 22.048 0.56 21.28
9 0.54 20.5210 0.52 19.7611 0.5 1912 0.48 18.2413 0.46 17.4814 0.44 16.7215 0.42 15.9616 0.4 15.217 0.38 14.4418 0.36 13.68
Estos datos son muy fáciles de obtener sabiendo las densidades del agua dulce,
del agua salda y la carga hidráulica.
Nuestro último dato es la evaporación que la obtuvimos de la investigación de la
SEMARTNAT y su recopilación de distintos años que podemos encontrar en
internet.
Progreso mm) Evaporación (m/mes) M(hora)130.2 0.1302 0.00018142.8 0.1428 0.00020210.6 0.2106 0.00029234.9 0.2349 0.00033238.5 0.2385 0.00033197.2 0.1972 0.00027190.3 0.1903 0.00026182.9 0.1829 0.00025156.9 0.1569 0.00022169.3 0.1693 0.00024138.5 0.1385 0.00019124.4 0.1244 0.00017
De las últimas dos tablas agarraremos los datos menores para s poner el ejemplo
de una situación extrema que se pueda dar.
DISCUSIÓN
El caso tratado en este trabajo es solamente didáctico, si se quiere una estimación
más precisa y real se debe hacer una actualización de todos los datos
anteriormente mostrados y utilizar los datos más representativos de cada uno.
En este trabajo se utilizaron las medias aritméticas o promedios de los datos para
saber si este dato es representativo de todos nuestros datos es necesario obtener
la desviación estándar que es la variación esperada de la media aritmética.
mm/día mm/mes m/mes m/h2009 8.8 264 0.264 0.000372010 8.9 267 0.267 0.000372011 8.22 246.6 0.2466 0.000342012 7.4 222 0.222 0.000312013 7.3 219 0.219 0.000302014 5.87 176.1 0.1761 0.00024
Desviación Estándar 0.00005
CONCLUSIÓN