| IDROGEOLOGIA I - Prospezioni geochimiche | |
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Prospezioni geochimiche
Le caratteristiche chimico-fisiche delle acque sotterranee dipendono da vari fattori quali la composizione ella roccia-serbatoio, alcuni fenomeni fisici legati all’interazione acqua -roccia, le condizioni idrodinamiche esistenti all’interno dell’acquifero, i tempi di residenza nel sotto suolo e le possibilità di mescolamento tra acque con caratteristiche chimiche differenti. Lo studio del chimismo delle acque sotterranee è un metodo di prospezione idrogeologica che consente di ricostruirne i circuiti, di caratterizzarne il bacino di alimentazione, di individuare la zona di alimentazione e di drenaggio preferenziale, di risalire alle temperature profonde e di paragonare o correlare tra loro le varie acque. E’ noto che un sale disciolto in acqua si dissocia in ioni elettropositivi (cationi) ed in ioni elettronegativi (anioni) secondo un grado di dissociazione (α) che è dato da
dove: Md : numero delle molecole o di atomi disciolti; Ms : numero delle molecole o di atomi presenti prima della dissociazione. Il valore di α varia da 0 (dissociazione nulla) ad 1 (dissociazione totale) ed è influenzato sia dalla temperatura che dalla pressione. Il tenore degli ioni disciolti nelle acque è di norma espresso in milligrammi per litro(1 mg/l = 1 mg di sostanza disciolta in un litro d’acqua) o in parti per milione (1 ppm = 1 mg di sostanza disciolta in un chilogrammo d’acqua) o in millequivalenti per litro (meq/l). L’equivalente chimico (eq) è dato dal rapporto tra la massa atomica (Ar) dello ione considerato e la sua valenza (V): eq = Ar / V Per massa atomica si intende il peso medio relativo degli atomi neutri dell’elemento espresso in unità di massa atomica (1 uma = 1,66043 :<; 9 -24 g) la quale viene definita come 1 / 12 del peso medio degli atomi neutri dell’isotropo 12 del carbonio ( 12C). Per valenza si intende il numero di elettroni che l’elemento perde o acquista nel formare dei composti chimici. Per esempio, l’equivalente chimico dello ione Ca++ è dato da: eq = 40,08 /2 = 20,04 dove: 40,08 = massa dello ione Ca++; 2 = valenza ionica del Ca++ . La concentrazione in millequivalenti per litro (r) di un determinato ione è data dal rapporto tra la sua concentrazione in milligrammi per litro (C) e l’equivalente chimico (eq): r = C / (Ar / V) ovvero: r = C / eq la concentrazione così ottenuta è detta quantità in reazione. Un buon livello di informazioni di interesse idrogeologico si può raggiungere determinando la temperatura, il pH, il residuo fisso, la conducibilità ed i principali cationi (Ca++, Mg++, Na+, K+) ed anioni (HCO-3 , SO4-- , Cl- , NO-3 ). In tal caso, infatti, si possono eseguire indagini di un certo dettaglio su singoli punti d’acqua, si possono confrontare più acque tra loro, si possono avere informazioni sui rispettivi bacini di alimentazione. L’acqua è costituita da aggreg ati di molecole del tipo seguente:
Legate tra loro da legami idrogeno. Una piccolissima parte di queste molecole è però dissociata in ioni idrogeno (H+) e ioni ossidrile (OH-), secondo la seguente reazione:
Nella realtà questi ioni sono sempre legati ad un certo numero di molecole d’acqua, per cui l’uso dei simboli H+ e OH- rappresenta una semplificazione di formule più complesse. La costante di equilibrio (K) per la dissociazione elettrolitica dell’acqua è data dall’espressione:
Nelle soluzioni acquose diluite, la concentrazione è pressoché uguale a quella dell’acqua pura e non è influenzata dagli equilibri fra i soluti. La relazione di prima quindi può essere semplificata nel modo seguente: Kw = [H+] [OH-] = K [H2O] E prende il nome di prodotto ionico dell’acqua. Il grado di mineralizzazione di un’acqua viene convenzionalmente definito come il peso in grammi dei composti solidi secchi a 103 ÷ 105°C ed a 180°C, ottenuto a partire da 1 kg d’acqua. Il primo fornisce il contenuto solido totale, con eliminazione della sola acqua di umidità; il secondo indica lo stesso contenuto, a meno dell’acqua di cristallizzazione. Entrambi vengono espressi in mg/l. Il principio di determinazione del residuo fisso consiste nell’evapotraspirazione di un certo quantitativo d’acqua e nella determinazione del peso del residuo disseccato. Per salinità totale si intende la somma dei tenori dei singoli sali determinati analiticamente. Nella tabella in basso è riportata una classificazione delle acque. Di sorgente e di falda, in base alla quantità del residuo fisso fino a 180°C. I sali disciolti nelle acque sotterranee possono essere di origine endogene quelli che risalgono unitamente ai vapori ed ai gas di provenienza profonda. Quelli di origine esogena in gran parte dovuti alla dissoluzione delle rocce attraversate dall’acqua ed all’apporto delle acque di pioggia.
La concentrazione di sali per dissoluzione è legata a vari fattori quali la temperatura, la pressione, l’ampiezza della superficie di contatto roccia -acqua, il volume d’acqua, la solubilità, i tempi di contatto tra acqua e roccia-serbatoio, la velocità delle reazioni di dissoluzione. Le acque sotterranee sono dotate di conducibilità elettronica e di conducibilità ionica perché la trasmissione di elettricità è dovuta a trasferimenti di materia. Infatti, i portatori di cariche elettroniche non sono gli elettroni ma ioni atomici e molecolari carichi positivamente o negativamente. La misura viene eseguita con conduttimetri, il cui funzionamento è basato sul principio del ponte di Wheatstone; il suo valore viene espresso in micro-siemens per centimetro Poiché essa dipende molto dalla temperatura, i risultati vengono riferiti alla temperatura di emergenza delle acque o alle temperature standard di 18°C, 20°C o 25°C. Le correlazioni ed i confronti tra campioni prelevati in diversi punti d’acqua devono essere eseguiti con dati di conducibilità riferiti ad un’unica temperatura. I valori possono essere omogeneizzati a 20°C utilizzando la formula seguente:
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oppure in siemens per centimetro (S/cm).
