La descarga submarina de aguas subterráneas ( SGD ) es un proceso hidrológico que ocurre comúnmente en las zonas costeras. Se describe como la entrada submarina de agua subterránea dulce y salobre desde la tierra al mar. La descarga submarina de aguas subterráneas está controlada por varios mecanismos de fuerza, que provocan un gradiente hidráulico entre la tierra y el mar. [1] Considerando los diferentes entornos regionales, la descarga se produce como (1) un flujo concentrado a lo largo de fracturas en zonas kársticas y rocosas, (2) un flujo disperso en sedimentos blandos o (3) una recirculación de agua de mar dentro de sedimentos marinos. La descarga submarina de aguas subterráneas desempeña un papel importante en los procesos biogeoquímicos costeros y los ciclos hidrológicos, como la formación de floraciones de plancton en alta mar, los ciclos hidrológicos y la liberación de nutrientes, oligoelementos y gases. [2] [3] [4] [5] Afecta a los ecosistemas costeros y algunas comunidades locales lo han utilizado como recurso de agua dulce durante milenios. [6]
En las zonas costeras, los flujos de agua subterránea y de mar están impulsados por una variedad de factores. Ambos tipos de agua pueden circular en los sedimentos marinos debido al bombeo de mareas, olas, corrientes de fondo o procesos de transporte impulsados por la densidad. Las aguas dulces meteóricas pueden descargarse en el mar a lo largo de acuíferos confinados y no confinados o puede tener lugar el proceso de oposición del agua de mar que se introduce en los acuíferos cargados de agua subterránea. [1] El flujo de agua dulce y de mar está controlado principalmente por los gradientes hidráulicos entre la tierra y el mar y las diferencias en las densidades entre ambas aguas y las permeabilidades de los sedimentos.
Según Drabbe y Badon-Ghijben (1888) [7] y Herzberg (1901), [8] el espesor de una lente de agua dulce debajo del nivel del mar (z) se corresponde con el espesor del nivel de agua dulce sobre el nivel del mar (h) como:
z= ρf/((ρs-ρf))*h
Siendo z el espesor entre la interfaz agua salada-agua dulce y el nivel del mar, siendo h el espesor entre la parte superior de la lente de agua dulce y el nivel del mar, siendo ρf la densidad del agua dulce y ρs la densidad del agua salada. Incluyendo las densidades del agua dulce (ρf = 1,00 g •cm-3) y del agua de mar (ρs = 1,025 g •cm-3), la ecuación (2) se simplifica a:
z=40*h
Junto con la ley de Darcy , se puede calcular la longitud de una cuña de sal desde la costa hasta el interior:
L= ((ρs-ρf)Kf m)/(ρf Q)
Siendo Kf la conductividad hidráulica, m el espesor del acuífero y Q la tasa de descarga. [9] Suponiendo un sistema acuífero isotrópico, la longitud de una cuña de sal depende únicamente de la conductividad hidráulica, el espesor del acuífero y está inversamente relacionada con la tasa de descarga. Estos supuestos sólo son válidos bajo condiciones hidrostáticas en el sistema acuífero. En general, la interfaz entre el agua dulce y el agua salada forma una zona de transición debido a la difusión/dispersión o la anisotropía local. [10]
El primer estudio sobre las descargas submarinas de aguas subterráneas fue realizado por Sonrel (1868), quien especuló sobre el riesgo de los manantiales submarinos para los marineros. Sin embargo, hasta mediados de la década de 1990, la comunidad científica no reconoció el SGD porque era difícil detectar y medir la descarga de agua dulce. El primer método elaborado para estudiar la SGD fue realizado por Moore (1996), quien utilizó radio-226 como trazador de aguas subterráneas. Desde entonces se han desarrollado varios métodos e instrumentos para intentar detectar y cuantificar las tasas de descarga.
El primer estudio que detectó y cuantificó la descarga de aguas subterráneas submarinas a nivel regional fue realizado por Moore (1996) en la Bahía del Atlántico Sur frente a Carolina del Sur . Midió concentraciones mejoradas de radio-226 dentro de la columna de agua cerca de la costa y hasta unos 100 kilómetros (62 millas) de la costa. El radio-226 es un producto de desintegración del torio-230 , que se produce en los sedimentos y es suministrado por los ríos. Sin embargo, estas fuentes no pudieron explicar las altas concentraciones presentes en el área de estudio. Moore (1996) planteó la hipótesis de que las aguas subterráneas submarinas, enriquecidas en radio-226, eran responsables de las altas concentraciones. Esta hipótesis ha sido probada numerosas veces en sitios de todo el mundo y confirmada en cada sitio. [11]
Lee (1977) [12] diseñó un medidor de filtración que consta de una cámara conectada a un puerto de muestreo y una bolsa de plástico. La cámara se inserta en el sedimento y el agua que se descarga a través de los sedimentos queda atrapada dentro de la bolsa de plástico. El cambio en el volumen de agua que queda atrapado en la bolsa de plástico a lo largo del tiempo representa el flujo de agua dulce.
Según Schlüter et al. (2004) [13] Los perfiles de agua de poros de cloruro se pueden utilizar para investigar la descarga de aguas subterráneas submarinas. El cloruro se puede utilizar como marcador conservador, ya que se enriquece en agua de mar y se agota en aguas subterráneas. Tres formas diferentes de perfiles de agua de poros de cloruro reflejan tres modos de transporte diferentes dentro de los sedimentos marinos. Un perfil de cloruro que muestra concentraciones constantes con la profundidad indica que no hay agua subterránea submarina. Un perfil de cloruro con una disminución lineal indica una mezcla difusiva entre agua subterránea y agua de mar y un perfil de cloruro de forma cóncava representa una mezcla advectiva de agua subterránea submarina desde abajo. También se pueden utilizar proporciones de isótopos estables en la molécula de agua para rastrear y cuantificar las fuentes de una descarga submarina de agua subterránea. [14]
