Estimación de la descarga de agua subterránea en el tramo medio del río Paraná mediante el uso de 222Rn

CAMPODONICO, VERENA; PASQUINI, ANDREA; GARCÍA, MARÍA GABRIELA

Córdoba

Congreso; XIX Congreso Geológico Argentino; 2014

La cuenca del río Paraná, con una superficie de ~2,8 x 106 km2, constituye uno de los sistemas hídricos más extensos de Sudamérica, cubriendo casi la totalidad del continente en sentido este-oeste a la latitud de 21ºS. A partir de la confluencia de los ríos Paraguay y Alto Paraná, el tramo resultante se denomina Paraná medio, extendiéndose hasta la ciudad de Diamante (provincia de Entre Ríos), luego de un recorrido de 707 km. Drago y Vasallo (1980) señalaron que el río Paraná mediopresenta una marcada asimetría química transversal desde la confluencia de los ríos Paraguay inferior y Alto Paraná hasta ~200 km aguas abajo de la misma, por cuanto el agua que fluye por su margen occidental resulta más concentrada que la del margen oriental. Esto ha sido atribuido en parte a la señal química de sus diferentes tributarios y se ha sugerido además la posibilidad del aporte de aguas subterráneas al cauce del río Paraná (por ej., Araujo et al., 1999). Las contribuciones de agua subterránea a los ríos tienen lugar como infiltraciones difusas en el lecho del río o como flujos discretos localizados. Existen tres enfoques que permiten estimar la descarga de agua subterránea en los cuerpos de agua superficial: 1) el modelado del flujo de agua subterránea mediante la aplicación de la Ley de Darcy (Mc Bride y Pfannkuch, 1975); 2) las medidas directas con infiltrómetros(Lee, 1977); y 3) el uso de trazadores geoquímicos. Los iones mayoritarios, isótopos estables, isótopos radiogénicos (14C, 3H, 222Rn, 238U/234U, 87Sr/86Sr) y otros compuestos, tales como los clorofluorocarbonos (por ej., SF6), constituyen los trazadores geoquímicos más utilizados para definir los tramos ganadores y perdedores de un río (por ej., Dimova et al., 2013). El 222Rn es un gas inerte, producido por el decaimiento radioactivo del 226Ra en la serie isotópica del 238U. El 222Rn es un excelente trazador ya que se encuentra en el agua superficial con concentraciones de dos o tres órdenes de magnitud menores que en el agua subterránea, debido a su desgasificación a la atmósfera y al decaimiento radioactivo. Por lo tanto, elevadas concentraciones de 222Rn pueden medirse en el agua superficial sólo en las inmediaciones de los puntos de descarga de agua subterránea y por distancias relativamente cortas aguas abajo de dichos puntos. A fin de determinar la posible influencia del agua subterránea sobre la asimetría química transversal observada en el río Paraná, se tomaron muestras de aguas superficiales y subterráneas a lo largo de la cuenca del río Paraná medio. El muestreo se realizó en noviembre de 2012 en tres secciones transversales al río (de norte a sur): A) Resistencia-Corrientes (27°27´35?S), B) Reconquista-Goya (29°03´45?S, ~183 Km aguas debajo de A), y C) Santa Fe-Paraná (31°42´10?S, ~320 Km aguas debajo de B). Asimismo, se tomaron muestras de los ríos Paraguay inferior y Alto Paraná, como así también de tributarios menores del Paraná medio. Si bien estos últimos no son significativos desde el punto de vista de sus caudales, lo son en lo que se refiere al aporte de sólidos suspendidos y disueltos. Se tomaron además muestras de agua subterránea desde pozos profundos (~105 m) y someros (~15 m), ubicados a ambas márgenes del río Paraná. Se utilizó el trazador 222Rn para identificar las posibles descargas de aguas subterráneas en el tramo del río estudiado. Las concentraciones de este gas se midieron en las márgenes y en el centro de cada transecta, en los ríos Paraguay y Alto Paraná y en los pozos de agua subterránea. Las mediciones se efectuaron con un detector continuo portátil RAD-7(Durridge Co.), el cual determina la actividad de 222Rn mediante el conteo de las partículas alfa emitidas para formar 218Po y/o 214Po. Este equipo utiliza un detector semiconductor de silicio para atraer a los hijos de polonio cargados positivamente. Las muestras de agua superficial fueron bombeadas y la actividad de 222Rn se midió utilizando un intercambiador de aire-agua (AQUA, Durridge Co.), el cual consiste en un cilindro plástico donde el Rn se desgasifica del agua hasta que se alcanza el equilibrio de solubilidad. El aire circula en un circuito cerrado y el intercambiador se conecta al detector mediante una unidad de secado, la cual remueve el vapor de agua. Por otra parte, las muestras de agua subterránea fueron recolectadas en bidones plásticos de 20 L diseñados especialmente para evitar la pérdida de gas (Stringer y Burnett, 2004) y conectados al RAD-7 en un circuito cerrado. En este caso, la bomba interna del detector re-circula el aire purgando el radón contenido en el agua con el objeto de alcanzar un rápido equilibrio entre el agua y el aire. Debido a que la partición de radón entre las fases líquida y gaseosa está controlada por la temperatura, los coeficientes de solubilidad fueron determinados a partir de medidas continuas de la temperatura, a intervalos de 5 minutos, mediante un registrador de datos HOBO (Onset. Co.). Cuando se utilizó el bidón plástico, la temperatura se midió directamente con un sensor (Hach Co.) al inicio y al final de la determinación de 222Rn. Sobre las muestras de agua (superficial y subterránea) se realizaron también las determinaciones de rutina in situ (temperatura del agua, pH, Eh, conductividad, sólidos totales disueltos, alcalinidad) y las determinaciones analíticas de laboratorio: aniones mayoritarios por cromatografía de iones, y cationes mayoritarios y elementos traza por ICP-MS. Los valores de pH medidos en las tres secciones transversales del río Paraná medio varían entre 7,0 y 7,7, con un valor promedio de 7,2. No se distinguen diferencias significativas de pH entre las márgenes de las tres transectas, como así tampoco longitudinalmente.Una clara asimetría química en los valores de conductividad eléctrica se observó en las secciones A y B, mientras que en la sección C esta tendencia es casi imperceptible. En A, la conductividad eléctrica aumenta desde la margen oriental hacia la occidental(de ~64 μS/cm a ~154 μS/cm), en tanto que en B esta variación es menos pronunciada (de ~71 μS/cm a ~89 μS/cm). Por otra parte, la conductividad medida en el Alto Paraná(69μS/cm) resultó menor que la medida en el río Paraguay (162 μS/cm).Esto indicaría que en la sección A el río Paraná preserva en las márgenes la señal química de los principales tributarios, mientras que a la altura de la sección B el proceso de mezcla se habría intensificado. En la sección C, no se registró una variación transversal de la conductividad, evidenciando una completa homogenización de ambos tributarios. Los cationes dominantes en el agua del río Paraná medio son el Na+, con concentraciones entre 4,2 y 14,6 mg/l y el Ca2+, entre 4,7 y 8,8 mg/l. El anión dominante es siempre el HCO3- (entre 16,1 y 29,3 mg/l), con Cl- y SO42- subordinados, determinando una composición bicarbonatada mixta. Asimismo, se determinaron variaciones transversales en las concentraciones de Ca2+, Na+ y Mg2+, en A y B y de Cl- y SO42- en A, las cuales aumentan desde la margen oriental hacia la occidental. Por otra parte, los elementos traza Fe, U, Th, Ba, Sr y As exhiben la misma tendencia en las transectas A y B. Las concentraciones de 222Rn medidas en el río Paraná medio están comprendidas entre 5,7 y 27,2 Bq/m3. En la sección A, las actividades de 222Rn aumentan desde la margen oriental hacia la occidental, mientras que en B y C se observó una tendencia inversa. Las concentraciones de 222Rn medidas en el agua subterránea resultaron muy variables dependiendo de la litología del acuífero. Así, en la Formación Ituzaingó (muestreada desde un pozo de ~110 m de profundidad en Corrientes y desde un pozo de ~40 m de profundidad en Goya) se registraron las menores concentraciones de 222Rn (~401 Bq/m3), mientras que en un acuífero somero compuesto por material aluvial (muestreado desde un pozo en Reconquista de ~18 m de profundidad) se midió una concentración de 222Rn de ~845 Bq/m3. Por último, la Formación Paraná (muestreada desde un pozo de ~102 m de profundidad en Paraná) registró los valores más elevados de 222Rn determinados en las aguas subterráneas aledañas al tramo medio del Río Paraná (2376 Bq/m3). Finalmente, con el objeto de estimar la posible descarga de agua subterránea en el cauce del Paraná, se realizó un modelo de balance de masa mediante los datos medidos de 222Rn. Los parámetros utilizados en el modelado fueron: el caudal del agua superficial, la concentración de 222Rn del agua superficial y subterránea, el decaimiento radioactivo del 222Rn y el intercambio con la atmósfera (por ej., Hamada, 1999). Los resultados obtenidos indican que el agua subterránea aporta sólo entre ~0,05 y 6% al caudal total del río Paraná medio, por lo que es posible inferir que la asimetría química observada en el río se debe principalmente a la mezcla incompleta de los principales tributarios (Alto Paraná y Paraguay), resultando poco significativa la influencia del agua subterránea. Si bien la descarga de aguas subterráneas en el tramo estudiado es muy baja, ésta se invierte aguas abajo. Así, en la margen occidental de la sección A se estimó un aporte de agua subterránea de ~6% al caudal total del río y en la margen oriental de ~0,05 %; mientras que en la transecta C, el aporte de agua subterránea calculado fue de 1% en la margen occidental y de 6% en la oriental. Araujo, L., França, A. B. y Potter, P. 1999. Hydrogeology of the Mercosul aquifer system in the Paraná and Chaco - Paraná Basins, South America, and comparison with the Navajo - Nugget aquifer system, USA. Hydrogeology Journal, 7: 317- 336. Dimova, N., Burnett, W., Chanton, J. y Corbett, J. 2013. Application of radon-222 to investigate groundwater discharge into small shallow lakes. Journal of Hydrology, 486: 112-122. Drago, E. y Vassallo, M. 1980. Campaña limnológica (Keratela I) en el río Paraná medio: características físicas y químicas del río y ambientes leníticos asociados. Ecología Argentina, 4: 45?54. Hamada, H. 1999. Analysis of the Interaction between Surface Water and Groundwater Using Radon-222. Japan Agricultural Research Quarterly, 33: 261-265. Lee, D. R. 1977. Device for measuring seepage flux in lakes and estuaries. Limnology and Oceanography, 22: 140-147. McBride, M. S., y H. O. Pfannkuch. 1975. Distribution of seepage within lake beds. U.S. Geological Survey Journal of Research, 3 (5): 505-512. Stringer, C.y Burnett, W. 2004. Sample bottle design improvements for radon emanation analysis of natural waters. Health Physics, 87 (6): 642-646.