movilidad de los isótopos del uranio con un enfoque basado en la
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CENTRO DE INVESTIGACION EN MATERIALES AVANZADOS, S.C.
POSGRADO
Movilidad de los isótopos del Uranio con un
enfoque basado en la hidrogeología y la
hidrogeoquímica de San Marcos.
Tesis que como Requisito para obtener el Grado de Doctor en Ciencia
y Tecnología Ambiental presenta:
M.I. Juan Carlos Burillo Montúfar.
Directora de Tesis: Dra. María Elena Montero Cabrera.
Asesor externo de Tesis: Dr. Ignacio Alfonso Reyes Cortés.
Chihuahua; Chih. 2012.
Resumen.
El presente estudio tiene como objetivo explicar los procesos, ambiente y
transporte de los isótopos de la cadena de desintegración radiactiva del uranio en
el agua vadosa y subterránea de la zona semi-árida de San Marcos, con un
enfoque basado en la hidrogeoquímica y el desequilibrio radiactivo, para valorar su
potencialidad como análogo natural de confinamiento de desechos radiactivos de
alto nivel. Se ha seleccionado la cuenca de San Marcos por sus condiciones
hidrogeológicas que consisten de una cuenca de tipo exorréica, cuya descarga es
el Río San Marcos y donde el agua subterránea avanza a través de la zona
vadosa y emerge como agua superficial formando pequeños cuerpos de agua. Se
realizaron mediciones de pH, Eh, química del agua, etc, en aguas superficiales,
vadosas y subterráneas con los muestreos estacionales sistemáticos, así como las
concentraciones de actividad de los isótopos de uranio 234U y 238U, 226Ra y 222Rn
para obtener las relaciones de actividad y relacionarlos con los mecanismos de
migración en la zona. Se identifican las semejanzas entre Peña Blanca y San
Marcos, desde el punto de vista hidrológico y radiactivo. Se determinó el orden de
magnitud de los parámetros de transporte en el área, con base a los modelos de
relaciones isotópicas para estos isótopos. También se realizaron mediciones para
determinar la velocidad del agua en la zona saturada y no saturada, y así
determinar las velocidades de disolución y retroceso alfa en San Marcos para
compararlos con las del Nopal. La velocidad del agua subsuperficial promedio es
<v>= 2.50 m/día = 912 m/año. La velocidad del flujo de agua subterránea
promedio <v>= 28 m/año. Esta velocidad del flujo de agua subterránea es
comparable al valor aproximado de 10 m/año de Nopal I. Los valores medidos de
Eh, entre 200 y 290 mV, sugieren que, al menos después del bombeo, el agua
está oxidada. La temperatura medida en campo refleja la estación del año,
mostrando un rango de temperatura de 15 a 38ºC. Los valores de pH medidos en
campo están entre 6.5 y 9.3. Los SDT del agua superficial y subterránea están en
el rango de 50-600 mg/L. Los SDT aumentan por disolución de minerales del suelo
y las rocas con los que el agua entra en contacto. Los valores más altos de SDT
están reportados en aguas en contacto con minerales solubles o en aguas
profundas que han alcanzado niveles de equilibrio por largos periodos de tiempo.
Los diagramas Piper resultantes de los análisis de calidad de agua muestran que
no hay gran variabilidad entre facies y temporadas. Puede decirse que el agua del
acuífero es bicarbonatada con ligeras variaciones de calcio, sodio y magnesio.
Todas las gráficas muestran un rango de concentración de uranio en pozos de
entre 2 y 7 µg/L que corresponden a un rango de concentración de bicarbonatos
(HCO3-) de entre 60 y 200 mg/L. En condiciones ambientales el uranio esta
disuelto como uraninita o amorfo, lo que permite su movilidad en el acuífero. En la
sección de los yacimientos y el manantial no se forma uranofano; en la sección de
pozos profundos se forma uranofano, cada vez más mientras más uraninita (UO2)
y sílice (SiO2) exista. De acuerdo con los diagramas de especiación el uranilo en
pozos profundos se halla disuelto en el agua en forma de complejos carbonatados.
Los resultados del presente trabajo en San Marcos de concentración de uranio en
el agua de la zona saturada están entre 1.0 y 7.2 μgL-1. El contenido de uranio en
la zona saturada (ZS) es mayor que en la zona no saturada (ZN). Este fenómeno
puede explicarse por medio de la velocidad promedio del flujo de agua en la zona
no saturada (UZ), que es más de 20 veces mayor que en la zona saturada (SZ).
Puede observarse que la mayoría de los valores de la relación de actividad 234U/238U están en el rango de entre 1 y 8. Los valores estimados de liberación de 234U por retroceso alfa van de 21.9 a 43.8 dpm L-1 año-1 y la rapidez de disolución
del uranio tiene un intervalo desde 99 hasta 199 dpm L-1 año-1. Los valores de
Pd238 en la zona no saturada (ZN) son aproximadamente 500 veces mayores que
en la zona saturada (SZ). Otros resultados permiten la comparación del ambiente
de San Marcos con la descripción del depósito de uranio Nopal 1. Los factores de
retraso en el área de San Marcos son Rf238 ≈ 250-14000 para la ZN y ≈ 110-1100
para la SZ. Estos valores son cercanos a los reportados en el depósito Nopal 1.
Se obtuvieron valores de retraso para el 226Ra de ≈ 190 - 610 para la SZ y hasta
1100 para la UZ . Teniendo en cuenta las aproximaciones hechas aquí, los valores
de San Marcos deberían considerarse como valores límites superiores para
factores de retraso de radio. Se aplicó el programa Geochemist Workbench
(GWB), que confirma cuantitativamente el modelo conceptual hidrogeoquímico del
transporte del uranio en San Marcos-Sacramento. Las relaciones de actividad
isotópicas 234U/238U medidas en el área de San Marcos son cercanas a las del
depósito uranífero Nopal 1. Los valores de velocidad de retroceso Pr y disolución
Pd en la zona no saturada son del mismo orden de magnitud en San Marcos que
los determinados atrás del socavón en el depósito Nopal 1 en Peña Blanca. Los
valores modelados obtenidos para velocidades de disolución de 238U y los factores
de retraso para el transporte de 238U y 226Ra son del mismo orden de magnitud
que aquellos reportados para el depósito de uranio Nopal 1 en Peña Blanca.
Como promedio, el transporte de uranio es 100 a 1000 veces más lento que la
velocidad del flujo de agua. Todos los resultados reportados aquí sugieren que el
transporte de los isótopos de la serie del uranio en el área de San Marcos
concuerdan, en orden de magnitud, con los valores reportados en el Nopal 1 en
Peña Blanca, y que estos pueden ser considerados como una buena evaluación
del transporte de radiactividad en ambientes áridos, como el sitio Yucca Mountain
proyectado para repositorio de desechos nucleares.
Justificación
Los pozos de la cuenca San Marcos aportan agua para el consumo humano y agrícola, cuya
calidad ha sido estudiada. La concentración de actividad del 238U puede llegar a 7.7 Bq/L en la
presa (Rentería 2007).
El depósito de uranio en Nopal 1 (Chihuahua) está considerado como análogo natural para el
transporte de radionúclidos en confinamientos para disposición de desechos nucleares en tobas
volcánicas en las montañas Yucca (EUA).
El depósito de uranio de San Marcos es químicamente similar a otros que hay en Chihuahua y
semejante al combustible nuclear quemado (CNQ) de las plantas nucleares.
Estudiar el transporte del uranio en análogos naturales contribuye al diseño seguro de
confinamientos para desechos radiactivos
Para el transporte del uranio en la zona de San Marcos se ha planteado un modelo conceptual
hidrogeoquímico (Reyes 2009).
Para caracterizar el transporte y la movilidad de las especies radiactivas en aguas subterráneas
someras y profundas se han presentado varios modelos basados en medidas de las
concentraciones y las relaciones de actividad entre las especies (Ku et al. 2009; Krishnaswami et
al. 2000)
Introducción
1. Motivación.
La generación de electricidad con el uso de reactores nucleares está muy
extendida desde los años 50 del siglo XX. El combustible de estos reactores se
fundamenta en la reacción de fisión nuclear, que para los diseños más extendidos
es más efectiva si se realiza sobre uranio. El combustible nuclear quemado de uso
más frecuente está enriquecido en el isótopo 235U, desde 3 hasta 20 % en masa,
dependiendo del uso del reactor. La composición del uranio en la naturaleza es
99.3% de 238U y 0.7% de 235U.
El uranio en el combustible está en forma de óxido, que también es la forma
más frecuente en que aparece en los depósitos naturales. Una vez consumido el
combustible U235 (más bien, que la composición del combustible ya no es óptima
para su uso de producir energía en el reactor) las barras se retiran y se sustituyen
por barras nuevas. Las barras de combustible “quemado” se dejan “enfriar”, deben
ser desechos y deben transformarse o confinarse de forma segura.
Tanto para la producción segura de energía como para el confinamiento del
uranio es importante conocer las características de su transformación química y
transporte en ambientes naturales.
El comportamiento del uranio en el agua subterránea, si éste proviene de
depósitos minerales, es en principio similar al que tendría en un sitio para
disposición de desechos radiactivos de alto nivel. La velocidad y transporte de
radionúclidos en la zona no saturada y saturada del acuífero están fuertemente
influenciados por los procesos que controlan los niveles de radiactividad natural en
el agua, tales como disolución, lixiviado, difusión, precipitación, recoil o retroceso,
intercambio y decaimiento radiactivo (Dinh Chau, Dulinski et al. 2011). La
comprensión de los factores de transporte del uranio y radio, el tiempo de
interacción roca-agua y las velocidades de disolución del uranio son esenciales
para entender algunos de estos procesos. Como resultado de la interacción del
agua subterránea con el tamaño de los granos del acuífero, la composición
química y el contenido de radioactividad evolucionan según la dirección del flujo
de agua subterránea, en respuesta a los cambios en los parámetros fisicoquímicos
como pH, Eh, y temperatura, así como a variaciones en la litología del tamaño de
los granos del acuífero.
A Nivel Federal existe, desde el 2000, la modificación a la Norma Oficial
Mexicana NOM-127-SSA1-1994 Salud Ambiental: Agua para uso y consumo
humano, que regula la concentración máxima permisible de uranio en forma de
Radiactividad alfa global y que indica un límite permisible de 0.56 Bq/L (Salud
2000).
El Estado de Chihuahua es conocido a nivel internacional por el distrito
minero uranífero Peña Blanca, localizado al norte de la ciudad de Chihuahua.
Particularmente el depósito Nopal 1 ha sido investigado extensamente por su
importancia económica y por su condición de sitio natural análogo a Yucca
mountain para disposición de desechos radiactivos (Alba and Chávez 1974; Calas
1977; Goodell 1981; Wenrich, Modreski et al. 1982; Reyes Cortes 1984 (1985);
Aniel and Leroy 1985; Pearcy, Prikryl et al. 1994; Pearcy, Prikryl et al. 1995;
Pickett and Murphy 1997; Prikryl, Pickett et al. 1997; Schindler, Fayek et al. 2010).
En este sentido, el presente estudio identifica las semejanzas entre Peña Blanca y
San Marcos, desde el punto de vista hidrológico y radiactivo. San Marcos es un
yacimiento uranífero del Estado de Chihuahua, localizado a 30 km de la ciudad de
Chihuahua. Mediante muestreos estacionales y análisis de agua, se ha medido el
cambio en la composición química y el contenido de radiactividad del agua en San
Marcos y así determinar las principales especies químicas que forman complejos
con el uranio bajo las condiciones ambientales de San Marcos (hidrogeoquímica
de San Marcos). También se realizaron mediciones para determinar la velocidad
del agua en la zona saturada y no saturada, y así determinar las velocidades de
disolución y recoil San Marcos para compararlos con las del Nopal.
2. Antecedentes
El Estado de Chihuahua, México, se ubica aproximadamente entre los 31°
54' - 25° 29' Norte y entre los 103° 16' - 109° 17' Oeste. Su geología está
localizada en dos grandes provincias fisiográficas: la Sierra Madre Occidental al
Oeste (rocas ígneas extrusivas y sedimentarias del terciario), y la provincia de
Sierras y Cuencas al Este (aluvión, rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas de
los Periodos Cuaternario, Cretácico y del Paleozoico) Su población se concentra
en las ciudades y alcanza aproximadamente 3 401 140 habitantes (censo 2010,
resultados preliminares). En el 40% de su territorio existe clima muy seco,
localizado en las sierras y llanuras del Norte; 33% de clima seco y semiseco en las
partes bajas de la Sierra Madre Occidental. Solo el 3 % de su territorio se
considera húmedo. Las lluvias son escasas y se presentan durante el verano, la
precipitación total anual es alrededor de 450 mm anuales.
En la cuenca de San Marcos, localizada a unos 30 km al noroeste de la
ciudad de Chihuahua, se encontraron mineralizaciones de uranio (Ferriz 1981).
Los yacimientos de San Marcos, nombrados como Victorino y San Marcos I, y sus
minerales, han sido descritos recientemente por Reyes et al. (2010). San Marcos
se halla al noroeste de la ciudad de Chihuahua a unos 50 km al suroeste de Peña
Blanca y en la misma provincia petrográfica. En (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et
al. 2010) se afirma que las características principales del depósito uranífero de
Victorino son similares a las del depósito del Nopal 1 en Peña Blanca. La similitud
entre San Marcos y Peña Blanca permite sugerir que son parte de un mismo
fenómeno de origen volcánico (Reyes Cortés 2009). En San Marcos 1, Chihuahua,
(Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010) describieron una alteración hidrotermal
compuesta por uranofano y metatyuyamunita y en el depósito Victorino otra
alteración, compuesta por uranofano, uraninita, masuyita y becquerelita. El mineral
dominante en ambos depósitos es el uranofano. Victorino es el segundo sitio con
becquerelita en México, después de Peña Blanca.
En estudios recientes se ha demostrado que el uranio se acumula en las
plantas, peces y sedimentos y aguas del río San Marcos. La actividad del U-238
en el agua en la presa se reportó de 7.7 Bq/L y la moda de la distribución de la
actividad del U-238 de 13 peces de la presa fue de 0.99 Bq/kg. En las aguas del
río San Marcos las concentraciones de uranio varían entre 0.006 y 0.239 Bq/L,
mientras que en la presa varían de entre 0.023 y 0.524 Bq/L (Renteria Villalobos,
Montero Cabrera et al. 2007). Para el río San Marcos, la mayoría del uranio se
encuentra en los sólidos suspendidos del agua; la actividad del uranio en los
sólidos suspendidos del río y la presa fue de 0.022-3.8 Bq/g y 0.022-1.9 Bq/g
respectivamente (Rentería, Silva et al. 2009).
Figura 1.Mapa satelital de la cuenca Chihuahua-Sacramento
La composición química del agua superficial depende de varios factores
que incluyen: la abundancia de elementos, el desagüe y la susceptibilidad de los
minerales a intemperizarse. La composición dependerá también del clima, las
condiciones hidrológicas, la especiación, la adsorción y otros procesos químicos
que afectan la movilidad de los elementos (Smith and Huyck 1999).
Por razones no relacionadas a la actividad humana, las aguas pueden
contener concentraciones naturales de elementos tóxicos o peligrosos que
exceden los límites establecidos por los gobiernos para consumo humano o la
protección de la vida acuática (USEPA 1996); (WHO 2008). La valoración de la
calidad del agua natural es fundamental para propósitos normativos al desear
restablecer las aguas contaminadas a su estado original (Langmuir 1997) aunque
es un reto estimar las condiciones previas en regiones donde hay poblaciones.
Todas las mezclas de uranio tienen los mismos efectos químicos en el
cuerpo. El uranio y sus compuestos son tóxicos desde el punto de vista radiológico
como químico. (Dinh Chau, Dulinski et al. 2011).
Se ha comprobado que el uranio produce lesiones al riñón, pero también
existe evidencia que no produce cáncer por comer alimentos o tomar agua con
cantidades normales de uranio, excepto por factores estocásticos (Dinh Chau,
Dulinski et al. 2011)
Figura 2. Ciudades (en negro) y depósitos uraníferos (en rojo) del Estado
de Chihuahua.
Es conocida la forma soluble del uranio: el ión uranio UO2+2. El uranio adopta
valencia 6 en un ambiente oxidante y forma al ion uranilo, pero si entra a un
ambiente reductor, como un lente arcilloso ó un fondo lacustre, cambia a valencia
4 y se precipita. La especie mineral que precipita se conoce como uraninita UO2.
El uranio retardado se queda atrapado en arcillas así como en suelos orgánicos
formando complejos. Si llueve, el acuífero recibe agua con oxígeno que puede
P. de
Guadalupe
Peña
Blanca San
Marcos
Moctezuma
Herradura
Sta.
Eulalia
removilizar el uranio; éste puede redisolverse si las condiciones del agua (Eh, pH,
sólidos disueltos) cambian.
En el agua, el uranio (IV) forma precipitados insolubles bajo condiciones
reductoras (Eh=-100 mV). El uranio (IV) se adsorbe fuertemente a las partículas
suspendidas o superficies minerales o a la materia orgánica. Estos procesos
limitan la movilidad del U (IV). Bajo condiciones oxidantes (Eh=100 mV o mayores)
la presencia de U (IV) en agua se limita a valores de pH menores de 4.
El uranio (VI) tiene en general mayor movilidad y en ambientes acuáticos existe
como ión uranilo (UO2+2). En presencia de carbonatos y fosfatos forma
compuestos altamente solubles los cuales pueden transportarse grandes
distancias en el agua subterránea. Estos complejos se forman principalmente a
valores de pH entre 6 y 8. Estos son valores de pH típicos de la gran mayoría de
sistemas de agua subterránea.
El uranio y el torio son elementos primordiales formados por isótopos que
son radiactivos. En la naturaleza el uranio presenta tres isótopos de semivida muy
larga, del orden de 108-109 años, el 238U con su hijo 234U y el 235U. El torio está
prácticamente compuesto por un solo isótopo, el 232Th, de semivida del orden de
1010 años. En la Figura 2 se presentan las llamadas “familias radiactivas naturales
de las series del uranio”, que comprenden las tres cadenas de desintegración de
estos tres isótopos primordiales, y que terminan en isótopos estables del plomo.
El origen de la radiactividad en el agua subterránea es la disolución, o la
lixiviación del uranio de las rocas. El uranio en ambiente oxidante se presenta
como ión uranilo UO2+2 y en ambiente reductor como el mineral uraninita UO2
(Langmuir 1978; Gascoyne 1992). La presencia de zonas mineralizadas de uranio
en zonas semi-áridas presumiblemente es la causa primaria de altas
concentraciones del elemento en aguas superficiales y subterráneas.
Figura 3. Familias radiactivas naturales del 238U, 235U y 232Th. Se muestran las
desintegraciones α y β, por flechas verticales y diagonales respectivamente. Las
energías de la desintegración α aparece al lado de su flecha. Las semividas se
muestran debajo del símbolo del isótopo. Tomado de (Bourdon, Henderson et al.
2003)
Análogos naturales de repositorios de desechos radiactivos
Existen sitios que se pueden considerar análogos naturales que permiten
caracterizar y modelar el comportamiento futuro de los confinamientos para
desechos radiactivos (Petit, Mea et al. 1990); (Murphy 2000).
El depósito de uranio Nopal 1 de Sierra Blanca Peña ha sido descrito en
muchos trabajos de investigación debido a su importancia económica y su valor
como un análogo natural de repositorio de residuos nucleares en la toba
volcánica.(Alba and Chávez 1974; Calas 1977; Goodell 1981; Wenrich, Modreski
et al. 1982; Reyes Cortes 1984 (1985); Aniel and Leroy 1985; Pearcy, Prikryl et al.
1994; Pearcy, Prikryl et al. 1995; Pickett and Murphy 1997; Prikryl, Pickett et al.
1997; Schindler, Fayek et al. 2010). Recientemente, el comportamiento de las
aguas en la zona saturada y no saturada de Nopal 1 ha atraído la atención para
determinar los límites o restricciones sobre el transporte de radionúclidos y los
procesos hidrológicos en este tipo de depósitos (Goldstein, Luo et al. 2006; Ku,
Luo et al. 2009; Goldstein, Abdel-Fattah et al. 2010). Goldstein et al. han descrito
brevemente las similitudes del depósito Nopal 1 respecto del sitio de Yucca
Mountain, la propuesta de EE.UU. de confinamiento de residuos radiactivos de
alto nivel.
En el Nopal 1 (Peña Blanca, Chihuahua) la uraninita (UO2) se encuentra
alterada en minerales secundarios del ión uranilo (UO22+), de forma similar a como
podría llegar a estar en Yucca Mountain, el depósito propuesto por EU para sus
desechos nucleares de alto nivel (HLWR) (Pearcy, Prikryl et al. 1994). El Nopal 1
consiste en silicatos de uranilo y oxihidróxidos de uranilo tales como uranofano,
sodita, weeksita y escopita, con cantidades menores de uraninita primaria (Pearcy,
Prikryl et al. 1994). En Pearcy (1994) se plantea que si los componentes del
(HLWR) estuvieran en el Nopal 1 se transportarían por largos periodos de tiempo
independientemente de las fracturas y la difusión no sería importante para el
retraso del uranio (Pearcy, Prikryl et al. 1995). El modelo de deposición del uranio
en el Nopal 1 propone que el intemperismo originó la formación de minerales
secundarios de U+6 a través de fracturas, la precipitación en los minerales
arcillosos y el desarrollo de zonas de oxidación (Fayek, Ren et al. 2006).
(Pickett and Murphy 2002) realizaron una modelación geoquímica para
estimar la especiación de uranio en aguas y para simular la disolución de la
uraninita. Se usaron datos de la serie del uranio para muestras de agua
subterránea para establecer cuáles serían los límites del transporte de
radionúclidos y los procesos hidrológicos, tal como ocurriría en Yucca Mountain.
La disminución en la concentración de uranio en el agua de los pozos profundos
sugiere que la velocidad del agua es baja (<10 m/a). De las relaciones de
actividad isotópicas (RA) del uranio (U234/U238) para las aguas colectadas en el
socavón del Nopal 1, que fueron calculadas con aguas ubicadas al frente del
socavón, más cerca del depósito de uranio, tienen tiempos de interacción roca-
agua más largos y velocidades de disolución de uranio mayores. El factor de
retardación se calcula con datos para radionúclidos de corta vida, que para el
Radio es del orden de 1000 (Goldstein, Luo et al. 2006). En el Nopal 1 la
geoquímica de elementos traza (U, Th, REE) evidencia la movilización local de
uranio bajo condiciones oxidantes y futura precipitación bajo condiciones
reductoras. La migración de radionúclidos, que provocó la formación de depósitos,
fue trazada a través de los defectos estructurales causados por la radiactividad en
caolinitas. La alteración argilítica fue ocasionada por fluidos meteóricos a baja
temperatura (20-50oC) bajo condiciones oxidantes, los cuales movilizaron el uranio
antes de su reducción en el Nopal 1. Estas temperaturas corresponden a las
predichas en Yucca Mountain (Calas, Agrinier et al. 2008). El sitio Nopal 1 tiene un
número de similitudes geológicas e hidrológicas con el depósito Yucca Mountain,
que lo hace útil para evaluar modelos de proceso para el transporte de
radionúclidos; las formaciones consisten en tobas riolíticas alteradas y
devitrificadas, el flujo del fluido en el área es de flujo en fracturas (Dobson 2009).
La modelación en el transporte de radioisótopos en la zona vadosa de Peña
Blanca sugiere cuáles serán los límites cuantitativos de la migración in-situ de los
radioisótopos, disueltos y en forma coloidal, en términos del factor de retardación y
del tiempo de interacción roca-agua (o tiempo de tránsito) y predice que el flujo
intermitente conduce a una relación lineal del inverso de U (eje x) versus la
relación de actividades 234U/238U en aguas (eje y), donde el intercepto y la
pendiente de la línea recta dan información sobre las velocidades de disolución y
el “retroceso” α de los isótopos de U, respectivamente. La validez general del
modelo proviene de la medición de uranio en muestras de agua de la zona no
saturada (UZ) colectadas entre 1995-2006 en el distrito de Peña Blanca (Ku, Luo
et al. 2009). Las mediciones para la mayoría de las muestras en la zona UZ
indican que las relaciones isotópicas 226Ra/238U están entre 0.006 y 113. La
movilidad en la zona saturada disminuye en el orden 238U>226Ra>230Th
aproximadamente (Goldstein, Abdel-Fattah et al. 2010).
De acuerdo con (Osmond and Cowart 1992) el contenido de U en ríos,
lagos y agua subterránea está entre 0.1 y 10 µgL-1. En estudios anteriores en el
estado de Chihuahua se han encontrado concentraciones hasta de 22 µgL-1 en el
río Chuvíscar (Villalba, Colmenero-Sujo et al. 2005). En la zona de Peña Blanca el
agua subterránea en la región aledaña al yacimiento muestra concentraciones que
varían desde 0.1 hasta 18200 µgL-1 (Goldstein, Abdel-Fattah et al. 2010). En la
región de San Marcos en un estudio anterior se encontraron valores hasta 623
µgL-1 (Rentería Villalobos 2007).
Los diagramas entre la relación de actividades (RA) 234U/238U y el recíproco de la
concentración de 238U, llamados "mixing diagrams", han sido ampliamente
empleados para caracterizar la interacción roca-agua, la solubilidad y el transporte
del uranio en aguas subterráneas y someras (Osmond, Kaufman et al. 1974;
Osmond, Cowart et al. 1983; Osmond and Cowart 1992; Luo, Ku et al. 2000;
Dabous and Osmond 2001; Paces, Ludwig et al. 2002; Goldstein, Luo et al. 2006;
Ku, Luo et al. 2009). Por otra parte, el fraccionamiento y en general el desequilibrio
entre los isótopos de las series del uranio se ha empleado también para estudiar la
interacción roca-agua en los ríos y estuarios (Krishnaswami, Graustein et al. 1982;
Osmond and Ivanovich 1992; Chabaux, Riotte et al. 2003; Porcelli 2008).
Hidrogeoquímica de depósitos uraníferos
La cuenca de San Marcos está ubicada al noroeste de la ciudad de Chihuahua.
Forma parte de la cuenca Chihuahua-Sacramento. Es una cuenca exorreica cuyo
único efluente es el río San Marcos. Cuenta con al menos dos prospectos
uraníferos: San Marcos 1 y Victorino (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010).
La cuenca de San Marcos comprende un área de aproximadamente 175 km2 y
una trayectoria de 22 km. Se asume, de acuerdo al modelo conceptual
hidrogeoquímico propuesto por (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010), que
las aguas de lluvia que lixivian los yacimientos uraníferos fluyen hacia la presa y
continúan su camino en dirección del río Sacramento, infiltrándose y alimentando
norias y pozos profundos (Figura #). La corriente del río arrastra en los sólidos
suspendidos, geles, coloides o en moléculas inorgánicas complejas al uranio. Se
han detectado en esta cuenca y en otras de la ciudad de Chihuahua
concentraciones de uranio por arriba de 0.56 Bq/L, que es el límite permisible de
características radiactivas para el agua potable indicado por la autoridad federal
(Salud 2000). Esta característica irregular se identifica como una anomalía.
Para su estudio la cuenca de San Marcos se ha divido en dos secciones (Reyes-
Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010). La primera sección contiene al manantial
donde se origina el río. Está formada por rocas fracturadas riolíticas (de origen
volcánico). Esta es la sección donde se ubican los depósitos uraníferos. Las rocas
de la primera sección contienen cuarzo, feldespato, plagioclasas, biotita,
hornblenda, hematita y limonita como minerales; las rocas de la segunda sección,
además de los anteriores, contienen calcita, dolomita, arsenopirita, cristobalita,
pirita, galena, ópalo, zeolitas y yeso (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010).
La segunda sección es de rocas riolíticas disgregadas, y comienza el sector
rellenado por fragmentos de la erosión conocidos como conglomerados aluviales.
En la segunda sección el primer pozo profundo se llama Torreoncillos, que
atraviesa una capa de arcilla o lente arcilloso donde se cree que está atrapado el
uranio. .
Para los fines de la presente investigación es de suma importancia tener evidencia
de que el uranio disuelto detectado en estos ambientes naturales proviene de
estos yacimientos uraníferos. Una estrategia muy efectiva para verificarlo es
emplear la hidrogeoquímica. Esta área de estudio considera las características
minerales de las rocas de una cuenca y las características fisicoquímicas del
agua. Al tomar en cuenta la ubicación geográfica de las norias y pozos en relación
a los depósitos, un estudio hidrogeoquímico determina las condiciones químicas
de un mineral, en nuestro caso el uranio en el agua, para definir las especies
químicas de uranio que se forman y el índice de saturación de los minerales. Se
puede saber si los minerales se precipitan, disuelven o están en equilibrio y así
conocer cómo evoluciona el agua.
Las concentraciones de los minerales de un depósito radiactivo, la formación de
las especies solubles y la solución de iones o complejos que contienen
radionúclidos dependen de las características hidroquímicas del agua subterránea
(composición química, estado redox, pH, etc.) (IAEA 1999). La evaluación de un
sistema químico heterogéneo de este tipo es compleja y los efectos combinados
de estos parámetros requieren de la modelación hidrogeoquímica
Si se quiere evaluar la química del agua en un repositorio para desechos
radiactivos es útil conocer la química del agua en un depósito uranífero. Una de
las estrategias consiste en hacer analogías de repositorios de desechos
radiactivos con sitios naturales radiactivos, empleando los modelos geoquímicos
(códigos, bases de datos, etc.) para calcular la movilidad y especiación de ciertos
radionúclidos y la forma de adsorción en un ambiente mineral dado. Los modelos
químicos arrojan dos tipos de resultados para este propósito: el primero es la
solubilidad de elementos o radionúclidos, el segundo es la especiación de tales
elementos en solución (lo que permite estimar sus propiedades de transporte).
Utilidad de la modelación hidrogeoquímica.
En un estudio extenso en más de 600 muestras de agua subterránea en la India,
(Singh, Sinha et al. 2002) mostraron que las anomalías de uranio sobre
yacimientos conocidos coincidían con anomalías en Na, K, Cl, SO4, HCO3 y SDT.
Sin embargo ninguno de estos parámetros es un diagnóstico para la
mineralización de uranio. (Pirlo 2004) sugiere que las anomalías de uranio
coinciden con la relación Mg/total de cationes en aguas subterráneas, con Cu y F
de la presa, y con pH neutro, en equilibrio con minerales carbonatados y materia
carbonosa en aguas de Australia. Estos resultados no son diagnósticos para la
mineralización de uranio. El cálculo de los índices de saturación mineral puede
proveer vectores de mineralización de uranio (Pirlo 2004); el asunto es que el
cálculo de estos índices no es diagnóstico, pero da información útil para la
interpretación completa de los datos.
Los modelos se han probado llevando a cabo algunas predicciones “a ciegas” en
algunos sitios radiactivos naturales, como Poços de Caldas, Brasil (Bruno and
Duro 1994). Con las concentraciones de los elementos mayoritarios y de las
especies básicas del agua subterránea pudieron predecirse los límites de
solubilidad de las fases, la saturación y la especiación para los elementos traza
(ej. U, Th, Pb, V, Ni, Sn, Se, Cr, Mo, Cs y Ra). Después se compararon las
predicciones con la solubilidad, concentración y mineralogía reales. En todos los
sitios, los resultados predichos coinciden con buena aproximación a los reales.
Las estimaciones con uranio son las que tienen más error con los datos reales y la
explicación de esta diferencia está en la especiación de solutos de las bases de
datos, obtenida en experimentos de laboratorio (IAEA 1999).
Química del uranio (IV) y uranio (VI) en agua
La ocurrencia o ausencia de las especies de uranio y sus proporciones relativas
dependen de la mineralización del agua subterránea. Por ejemplo, los complejos
de uranio con sulfatos y cloruros son importantes si las concentraciones de estos
iones son altas.
La fuerza iónica es el parámetro que evalúa el contenido de iones en solución.
Se define como la suma del producto de la molalidad de cada especie y el
producto de su carga expresado como
. En soluciones con fuerza iónica baja, la concentración de U (VI)
puede controlarse por procesos de intercambio iónico y adsorción. Los complejos
de uranio pueden adsorberse en arcillas minerales, compuestos orgánicos y
óxidos. La importancia de estos procesos disminuye en soluciones altamente
mineralizadas debido a la substitución del UO2+2 adsorbido por cationes (Ca2+,
Mg2+, K+). Así, la mineralización elevada del agua subterránea aumenta la
movilidad de los iones UO2+2. En presencia de iones complejos, por ejemplo
carbonatos, la efectividad de la adsorción de uranio puede reducirse
significativamente. El pH del agua controla las concentraciones de las especies de
uranio (especiación del uranio). Las observaciones de campo y las pruebas de
laboratorio sugieren que el pH del agua y el contenido de carbonatos disueltos son
los dos factores más importantes que influencian la adsorción del uranio en
diferentes minerales en el agua subterránea (Dinh Chau, Dulinski et al.
2011),(Bethke 2006) (Bethke 2008).
En ambientes oxidantes, el uranio (VI) está presente en forma del ión uranilo
(UO2+2) y en una variedad de especies mononucleares y polinucleares. Al
aumentar las concentraciones de carbonatos, las especies mononucleares de
carbonatos de uranilo se vuelven más importantes. Los diagramas de especiación
de uranio son gráficos que muestran las concentraciones de las especies químicas
disueltas, en este caso de uranio, en función del pH. Los diagramas de
especiación se calculan con base a una concentración de uranio [U]tot, fuerza
iónica y presión de CO2 (atm), esta última como una medida del contenido de
carbonatos en el agua (Langmuir 1978).
Los especiación química del uranio en ambientes ligeramente mineralizados para
condiciones oxidantes o reductoras fue calculada por (Dinh Chau, Dulinski et al.
2011) empleando el código PHREEQC-2 se asume una concentración total de
uranio igual a 4.2 µM; en la gráfica solo aparecen las especies que tienen más de
1% del uranio total presente en la solución.
Para explicar las concentraciones de uranio en agua subterránea de la mina Los
Ratones (Cáceres, España)(Gómez, Garralón et al. 2006) elaboraron diagramas
de especiación. Usando PHREEQC se establecieron las fases limitantes que
controlan la concentración de uranio. Los minerales que parecen estar más cerca
del equilibrio (con índices de saturación cercano a cero) son considerados las
fases sólidas en la modelación de solubilidad mineral. En el agua subterránea más
oxidada (Eh> -50 mV), el uranio resultó estar presente como U(VI) y las especies
predominantes resultaron ser UO2(CO3) y UO2(CO3)2-2 .
(Noseck, Tullborg et al. 2011) realizó cálculos de especiación de uranio en el sitio
natural Ruprechtov (República Checa) con el Geochemist´s Workbench (GWB)
Bethke (2006). La estabilidad de los complejos disueltos en aguas de infiltración y
de un horizonte arcilloso enriquecido en uranio muestra que las especies
dominantes son complejos carbonatos negativos del ión uranilo localizados en los
campos de estabilidad de los complejos U(OH)4, UO2(CO3) y UO2(CO3)2-2.
También se realizaron cálculos de especiación en el sitio natural Forsmarck
(Suecia) empleando el código PHREEEQC. Los resultados muestran que las
aguas están subsaturadas respecto a las fases de la uraninita y cofinita. Los
resultados sugieren que las aguas con altas concentraciones de U (10-122 µg/L)
pueden estar en equilibrio con fases amorfas de uraninita y cofinita. El uranio
puede permanecer móvil debido a la presencia de suficiente HCO3- que permite la
formación de complejos de carbonato de uranio. En aguas de tipo Ca-HCO3 en el
sitio Ruprechtov los complejos más importantes son CaUO2(CO3)3-2 y
CaUO2(CO3)3(aq) de la Tabla #. Los cálculos del logaritmo de la constante de
equilibrio K (log K) muestran un claro impacto en la especiación de U en
horizontes arcillosos; ambas especies son insolubles en el agua y podrían
estabilizarse bajo condiciones reductoras a U(IV). Las constantes de UO2(am)
cambian dependiendo de la base de datos empleada, obtenida mediante
experimentos de laboratorio (Noseck, Tullborg et al. 2011).
Tabla 1. Reacciones del uranio en fase acuosa y constantes de estabilidad
termodinámica (T=25oC, I=0)
Reacción Log K Fuente
Uraninita UO2 + 4H+ = U+4 + 2H2O -4.7 minteq
UO2(am) UO2 + 4H+ = U+4 + 2H2O 0.934 minteq
UO2+2 + CO3-2 = UO2CO3 9.63 wateq4f
UO2+2 + 2CO3-2 = UO2(CO3)2-2 17.0 wateq4f
UO2+2 + 3CO3-2 = UO2(CO3)3-4 21.63 wateq4f
UO2(am) UO2 + 4H+ = U+4 + 2H2O 0.1 Wateq4f
UO2+2 + Ca+2 +3CO3-2 = CaUO2(CO3)3-2 -26.93 Bernhard, 2001
UO2+2 + 2Ca+2 +3CO3-2 = CaUO2(CO3)3(aq) -30.79 Bernhard, 2001
(Pirlo 2004) estimó las actividades e índices de saturación en la ensenada Frome
(Australia); sus resultados indican que el uranio amorfo UO2, más que la uraninita
o cofinita, es la fase mineral que controla la concentración de uranio en el agua
subterránea. El índice de saturación de la (UO2)am no mostró una variación
sistemática respecto de la calidad del mineral o la proximidad a la mineralización.
Figura 4. Lixiviación en las rocas de la serie del Uranio (Porcelli)
Figura 5. Mapa conceptual de los modelos de transporte reactivo.
Hipótesis
El transporte de los isótopos de la serie del 238U en San Marcos es similar al del depósito
Nopal 1, y por lo tanto San Marcos también se puede considerar un análogo natural para el
transporte de especies radiactivas.
Objetivo general
Explicar los procesos, ambiente y transporte de los isótopos de la serie radiactiva
del 238U en el agua vadosa y subterránea de la zona semi-árida de San Marcos,
con base en la hidrogeoquímica y el desequilibrio radiactivo. Sustentar
cuantitativamente el modelo conceptual del transporte del uranio en la zona..
Objetivos Específicos
Evaluar estacionalmente la composición química y radiactividad del agua en los
tres ambientes: superficial, pozos someros y profundos. Clasificar los tipos de
agua.
Modelar el comportamiento hidrogeoquímico de San Marcos (SM) para confirmar
cuantitativamente el modelo conceptual, mediante un código de transporte
reactivo.
Calcular la velocidad del flujo de agua en la zona saturada y no saturada de SM y
compararlas entre sí.
Calcular los aportes al agua por disolución Pd y “recoil” Pr de los isótopos 234U y
238U, 226Ra y 222Rn en SM y compararlas con las del Nopal 1.
Calcular los factores de retardamiento Rf para 238U y 226Ra de SM y
compararlos con los del Nopal 1
Materiales y Métodos
Muestreo y Análisis de agua
Campañas: Agosto 2008, Noviembre 2008, Mayo 2009, Noviembre 2009 y Abril
2010.
Parámetros fisicoquímicos: pH, SDT, Eh, Temperatura; concentraciones de HCO3-
Ca, Mg, Na, K, NO3-, Si, Cl, SO4-2.
El As y F se determinaron por absorción atómica.
Parámetros radiactivos: concentración de actividad de 238U, 234U, 226Ra, y
222Rn, determinados por centelleo líquido.
Parámetros de transporte
Velocidad de flujo: se realizó un aforo (noria 10) y prueba de bombeo con dos
pozos en El Peñasco.
Los factores de retardamiento de los radioisótopos en el agua se estimaron
aplicando modelos modificados en el presente trabajo.
Modelo conceptual
Un modelo conceptual hidrogeoquímico ha sido propuesto para la zona norte del
área Chihuahua-Sacramento (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2009), de la
Sierra San Marcos hasta la Sierra Nombre de Dios, a manera de explicar el
fenómeno de las concentraciones de uranio en el agua subterránea en el valle
Chihuahua-Sacramento que están reportadas aquí, y aquellas presentadas en
(Rentería, Silva et al. 2009); (Renteria Villalobos, Montero Cabrera et al. 2007);
(Reyes-Cortés, Rentería-Villalobos et al. 2008); (Villalba, Montero-Cabrera et al.
2006).
La figura # muestra la sección esquemática transversal del modelo para el
transporte y almacenamiento de agua en el subsuelo de esta zona de estudio. En
la primera parte de la sección, no es posible definir el espesor del aluvión porque
no hay pozos en el área de la montaña. Sin embargo, en la geomorfología
superficial, la roca fresca es observada casi a través de toda la distancia. Por esta
razón el subsuelo en la primera sección es descrito por rocas fracturadas. En la
segunda parte de la sección existen al menos 6 pozos someros y 7 pozos
profundos, de los que sus aguas/ o sedimentos han sido estudiados en el presente
y otros trabajos. Como resultado, el subsuelo se puede describir como un
conglomerado aluvial.
El muestreo se diseñó para analizar el transporte del uranio por el agua superficial,
vadosa y subterránea. Hipotéticamente, el ión uranilo debería moverse de los
depósitos uraníferos del área, y sería re-depositado en superficies de abanicos
aluviales y en lentes arenosos-arcillosos. El interés de analizar el agua de
corrientes efímeras fue principalmente para conocer cuánto uranio, entre
suspendido y disuelto, llegaba a la presa. La corriente del río arrastra sólidos
suspendidos en los que va parte del uranio.
Área de estudio
La Cuenca de San Marcos está localizada entre 28°55' y 28°40' de latitud Norte y
entre 106°10' y 106°25' de longitud Oeste. Las elevaciones topográficas mayores
están en la parte oeste de la cuenca. San Marcos tiene condiciones de clima semi-
árido. Las condiciones del clima en la región están caracterizadas por largos
periodos cálidos interrumpidos por cortos periodos de lluvia, con tormentas
ocasionales. Por lo tanto, el flujo del río intermitente depende de la intensidad de
la lluvia y de los cambios de un año a otro. En el área de San Marcos, tanto las
aguas superficiales como subterráneas son un importante recurso para la región.
El agua superficial corre en corrientes intermitentes y es recuperada en la presa.
El agua es empleada con fines agrícolas, mientras que el agua subterránea de
norias y pozos se emplea tanto para actividades agrícolas como domésticas. De
1995 a 2005 la zona experimentó una prolongada sequía. La precipitación en el
año 2009 fue de 340 mm como promedio anual (CNA 2010).
Figura 6. Perfil litológico del modelo conceptual hidrogeoquímico para explicar el
transporte del uranio del agua superficial y subterránea en la cuenca de San
Marcos.
Los rasgos hidrológicos del área de San Marcos se muestran en la Fig #. Una
base de rocas ígneas se extiende continuamente de norte a sur en la parte oeste
de la cuenca, pero es interrumpida por sedimentos aluviales con lentes arcillosos
en la parte este de la cuenca. Las rocas que afloran están formadas por la
superposición de rocas volcánicas de la era cretácica y terciaria. Hay basaltos
arriba de la unidad Peñas Azules en la parte sureste de la cuenca (Reyes Cortés,
2009). La expresión topográfica es de colinas (cerros formados de tobas y
sedimentos), así como mesetas (laderas suaves formadas de ignimbritas). Los
depósitos aluviales tienen más de 220 m de espesor (Reyes Cortés 2009). Los
horizontes arcillosos han sido erosionados de la zona de tierra más superficial. Se
interpreta que los lentes arcillosos son colectores o trampas de ión uranilo (Reyes
Cortés 2009). Hay una capa impermeable formada por sedimentos consolidados y
sellados. La capa está algunos metros debajo de los abanicos aluviales de las
superficies actuales, que algunas veces emerge.
1000
1500
2000
2400
PRESA
SAN MARCOS TORREONCILLOS
HORST DE
EL MOGOTE
PUENTES
Tv
I
Tv
Tv
Tv Tv
Tv
KK
K
PRIMERA SECCIÓN SEGUNDA SECCIÓN
FAM. BICARBONATADA CÁLCICA-SÓDICA
I
2 34
5 6 7 8 910 18
17 16 15 11
VICTORINO
AGUAS SUBTERRANEAS
12
SAN MARCOS 1
Tv TERCIARIO VOLCANICO RIOLITICOK CRETACICO17 PUNTOS DE MUESTREO
HORIZONTE ARCILLOSO
CON ANOMALIA DE URANIO
(noviembre 2008)FAM. BICARBONATADA SÓDICA
AGUAS SUPERFICIALES
NIVEL FREÁTICO
DEPÓSITOS DE URANIO
NIVEL DEL RIOAGUA SUPERFICIAL CON MAT. ORG.
SEDIMENTOS CON URANIO EN RIOLITASFLUJO REGIONAL
FLUJO LOCAL
TORREONCILLOS
POZO PROFUNDO
20 1914 13
Figura 7. Mapa de la cuenca San Marcos. Se identifican los dos prospectos de
yacimientos uraníferos, la presa San Marcos, el río y los sitios de muestreo. La
primera sección (1-10) y la segunda zona (11-21) se muestran en la figura.
Figura 8. Número de días de lluvia por mes y lluvia (mm) de la Ciudad de
Chihuahua de enero 2006 a marzo 2011. La gráfica muestra una condición de
0
50
100
150
200
250
0
5
10
15
20
25
30
en
e-0
6
mar
-06
may
-06
jul-
06
sep
-06
no
v-0
6
en
e-0
7
mar
-07
may
-07
jul-
07
sep
-07
no
v-0
7
en
e-0
8
mar
-08
may
-08
jul-
08
sep
-08
no
v-0
8
en
e-0
9
mar
-09
may
-09
jul-
09
sep
-09
no
v-0
9
en
e-1
0
mar
-10
may
-10
jul-
10
sep
-10
no
v-1
0
en
e-1
1
mar
-11
Nú
me
ro d
e d
ías
con
llu
via
Dates
frec lluvia
lluvi
a (m
m)
sequía (<15 días de lluvia). Un comportamiento de lluvia, con <200 mm, se
presenta también en la gráfica.
Muestreo y métodos analíticos
Muestreo de agua
El muestreo fue realizado en 21 sitios diferentes (Tabla 1) de Agosto del 2008 a
Abril del 2010 en época de seca (Mayo 2009 y Abril 2010), lluvia (Agosto 2008) y
post-lluvia (Noviembre 2008 y Noviembre 2009). La campaña de muestreo de la
época de post-lluvia se realizó en Noviembre, cuando el periodo de mayor
precipitación había concluido. En la época seca, algunas secciones del Río San
Marcos se habían secado. En las campañas de época seca se tomaron de 17 a 18
sitios de muestreo diferentes; mientras que en las campañas de época húmeda se
muestrearon 10, 17 y 19 sitios diferentes. Las ubicaciones de los puntos de
muestreo aparecen en la figura 1. Las muestras de agua superficial fueron
tomadas del río, y durante la temporada seca fueron tomadas de la corriente del
agua fluyendo, removiendo materia suspendida visible o vegetación.
Tabla 2. Localización de las muestras.
Tabla 1. Localización de muestras de agua. La litología de la zona es de rocas ígneas
No. Nombre Latitud Longitud Altitud (m) Profundidad (m)
1 Río San Marcos 28°47´ 43.9" N 106°24´52.6" W 1812 superficial
2 Río San Marcos 28°47´ 36.9" N 106°24´36.70" W 1802 superficial
3 Río San Marcos 28°47´ 26.75" N 106°24´33.83" W 1786 superficial
4 Río San Marcos 28°47´ 19.30" N 106°24´20.85" W 1783 superficial
5 Río San Marcos 28°47´ 20.25" N 106°24´07.76" W 1811 superficial
6 Rio San Marcos 28°47´ 04.96" N 106°23´43.37" W 1778 superficial
7 Río San Marcos 28°48´ 00.58" N 106°22´42.16" W 1723 superficial
8 Río San Marcos 28°47´ 41.97" N 106°22´30.32" W 1728 superficial
9 Presa San Marcos 28°47´ 34.90" N 106°21´31.40" W 1704 superficial
10 Rancho San Marcos 28°47´ 52.37" N 106°20´42.27" W 1669 10
11 Patria Nueva 28°50´ 50.33" N 106°15´43.95" W 1585 300
12 Rancho El hueco 28°51´ 11.68" N 106°14´44.66" W 1569 160
13 Rancho Caballo loco 28°50´ 52.80" N 106°15´11.11" W 1570 8
14 Rancho Ovejas 28°50´ 50.90" N 106°15´15.47" W 1574 10
15 Rancho El Peñasco 28°50´ 02.42" N 106°15´57.00" W 1587 135
16 Rancho El Peñasco 28°50´ 04.12" N 106°16´04.48" W 1578 10
17 Rancho Vizcarra 28°50´ 18.31" N 106°16´30.00" W 1588 183
18 Torreoncillos 28°49´ 42.13" N 106°17´04.6" W 1600 240
19 Galería de la Presa 28°49´ 54.72" N 106°17´21.94" W 1598 superficial
20 Rancho Casa Blanca 28°49´ 40.57" N 106°18´26.00" W 1608 10
21 Rancho Calabacillas 28°45´ 43.78" N 106°18´12.64" W 1666 140
Las muestras fueron colectadas aguas arriba y aguas abajo de los depósitos de
uranio, así como en la presa, las norias o pozos someros y los pozos de más de
60 metros de profundidad en el área. En todos los sitios de muestreo fueron
medidos los parámetros físicos pH, temperatura (T) (Waterproof Oakton pH Tester
30), potencial redox (Eh- Oakton ORP Tester 10), sólidos disueltos totales (TDS-
Oakton TDS Testr 10w) previa calibración en el laboratorio. Las muestras fueron
colectadas en recipientes de plástico de 1 galón y después se preservaron en
hielo. En el laboratorio, las muestras fueron acidificadas a pH ≤ 2 con HNO3 8M
J.T. Baker y después almacenadas a 4°C para preservación. La mayoría de las
muestras tenían una apariencia clara inmediatamente después del muestreo. Sin
embargo, para remover la materia suspendida gruesa de todas las muestras
superficiales, se emplearon filtros de 20 µm. Toda el agua extraída de norias y
pozos profundos, como usualmente se colecta de sus dueños para usos
domésticos, estaba completamente clara. Las muestras fueron preservadas no
más de 4 meses. Una prueba de bombeo fue realizada en pozos del rancho El
Peñasco, siguiendo las recomendaciones y procedimientos de (Fitts 2002); (Perez
Franco and de los Santos 1997) para el procesamiento de los resultados.
1.2 Análisis de parámetros de agua
Para los análisis de calidad de agua, los contenidos de Na, Ca, Mg, K y Si fueron
determinados por el método NMX-AA-051-SCFI-2001(Industrial 2001), con un
espectrofotómetro de absorción atómica GBC modelo Avanta Sigma, calibrado
con materiales de referencia certificados. Los nitratos, sulfatos y dureza fueron
determinados por los métodos HACH 8171, 8051 y 8204 (Hach, 2008)
respectivamente, y los cloruros por el método NMX-AA-073-SCFI-2001 (Industrial
2001). La alcalinidad fue determinada usando el método NMX-AA-036-SCFI-2001
(Industrial 2001). Para las primeras tres campañas de muestreo, la determinación
de Ca se realizó a través de los valores de dureza del agua.
En el primer muestreo se analizó la actividad total del uranio con centellante
líquido UltimaGold AB y el detector de centelleo líquido Triathler OY de Hidex
(Anexo I). Para los siguientes muestreos la actividad de los isótopos de uranio en
agua fue determinada usando el detector de centelleo líquido PERALS, modelo
8100AB de Ordela Inc, con URAEX como extractor-centellante (Gómez Escobar,
Vera Tomé et al. 1998) y 232U como trazador (standard NIST SRM 4324B) (Anexo
I). En algunas muestras se determinó la actividad de radón en agua (Anexo I).
Para la determinación del contenido de radón fue empleado un contador de
centelleo líquido Triathler OY de Hidex, usando el centellante Betaplate Scint
(Salonen 2010); (Salonen and Hukkanen 1997); (Villalba, Colmenero Sujo et al.
2005). En las campañas de muestreo de Noviembre 2009 y Abril 2010, la actividad
del 226Ra en aguas vadosas y subterráneas fue determinada con un contador
Triathler OY (Anexo I). Para la determinación de radio, el método aplicado
consistió en la co-precipitación de radio con sulfato de bario (Chalupnik, Lebecka
et al. 1994); (Manjón, Vioque et al. 1997) y centellante OptiPhase Hisafe 3.
Métodos de cálculo de los modelos geoquímicos:
Los cálculos de índices de saturación mineral y especiación se realizan en
paquetes de computadora; los más conocidos son el WATEQF (Plummer et. al,
1976), el GEOCHEM (Sposito y Mattigod, 1980), el PHREEQE (Parkhurst et al,
1980), PHREEQC (Parkhurst, 1995), MINTEQ (Felmy et al., 1984) MINTEQA2
(Allison, et al., 1991), el código modelo EQ6, que incorpora expresiones cinéticas
para la disolución y precipitación de minerales (Delany et al., 1986; Wolery et al.,
1988) y el Geochemist´s Workbench (GWB) (Bethke, 1992-2006). El éxito en el
uso de estos programas radica en comprender los resultados que se obtienen con
base a la información de entrada, como pH y potencial redox, y en respetar los
valores termodinámicos contenidos en las bases de datos del programa. Los
resultados deben converger, es decir, debe resolverse el sistema de ecuaciones
termodinámicas de las reacciones químicas empleadas en el modelo de manera
que pueda saberse la concentración y tipo de especies en una solución que ha
alcanzado el equilibrio. En nuestro caso es importante conocer las especies que
se disuelven y precipitan en el agua y cuáles alcanzan el equilibrio, con base a la
calidad de agua y características geológicas del área.
La modelación geoquímica se basa en el equilibrio termodinámico de las
interacciones roca-agua en casos de estudio sobre solubilidad mineral,
intercambio iónico, formación de complejos de superficie, reacciones redox,
reacciones cinéticas. Los códigos termodinámicos calculan la composición en
equilibrio de las soluciones al resolver simultáneamente el balance de masa y las
relaciones estequiométricas (ej. PHREEQE, EQ3, Solgaswater). Algunos códigos
calculan la transferencia de masa entre fases cuando el sistema alcanza el
equilibrio (PHREEQE). Los resultados de estos códigos pueden ser la
composición de la fase acuosa y la distribución de las especies minerales, el grado
de saturación de un sólido o gas respecto a una solución y la transferencia de
masa entre fases por efecto de disolución o precipitación cuando un sistema
tiende al equilibrio.
Los geoquímicos han desarrollado métodos numéricos para resolver el equilibrio
en sistemas multicomponentes, que reducen el número de variables en el cálculo
y se asemejan a los métodos para resolver un conjunto de ecuaciones de acción
de masa y balance de masa. Los modelos geoquímicos empiezan con una base
de datos termodinámica para las especies acuosas dominantes presentes en el
intervalo normal de pH de las aguas naturales. Un código de computadora carga y
resuelve un problema de balance de masa, sujeto a las restricciones
termodinámicas a la que se alcanza el equilibrio para todas las reacciones. Las
ecuaciones que describen el sistema termodinámico se aplican en formato
matricial, en el que los coeficientes estequiométricos de las reacciones químicas
forman los elementos de la matriz. El uso de los coeficientes de actividad
calculados por el modelo permite que las ecuaciones termodinámicas y de balance
de masa se resuelvan juntas. A partir de concentraciones medidas la solución
prosigue en pasos por aproximaciones sucesivas. Las iteraciones continúan hasta
que se verifiquen todas las expresiones de equilibrio (ej. hasta que Q=K para
todas las reacciones) y todos los balances de masa de los elementos suman las
concentraciones originales con tolerancias aceptables.
Descripción termodinámica del equilibrio
La Termodinámica desempeña un papel importante en el estudio de los sistemas
geológicos y sus procesos ya que define sus condiciones de equilibrio. En
procesos que incluyen reacciones químicas (como la formación de minerales, las
interacciones roca-agua, etc.) la termodinámica permite evaluar el grado de
desequilibrio de un sistema.
Un sistema geoquímico consiste de al menos una solución acuosa y uno o más
minerales que coexisten con el líquido. El fluido puede estar amortiguado por uno
o más gases (por ejemplo la atmósfera). Un sistema geoquímico puede pensarse
como un arreglo de fases. Una fase es una región del espacio que es físicamente
distinta, mecánicamente separable, y homogénea en su composición y
propiedades. Las fases están separadas entre sí por regiones delgadas, las
superficies o interfases, sobre las cuales las características cambian
abruptamente. Una especie es una entidad química distinguible de otras entidades
por su fórmula molecular y estructura, y por la fase en la que se produce. Las
especies son las entidades moleculares, gases (CO2, O2, etc.) o electrolitos: Na+,
SO4-2, que existen disueltas una fase. Mientras que las especies y fases existen
como entidades reales observables en la naturaleza, los componentes son
herramientas matemáticas que describen composición. Un conjunto de
componentes usados en un modelo geoquímico es la base de cálculo. La
molalidad de una especie , el número de moles de la especie por kilogramo de
solvente, está relacionada con la actividad , donde la constante de
proporcionalidad es el coeficiente de actividad de la especie que considera la no
idealidad de la solución acuosa. La constante de equilibrio K expresa cómo una
especie está repartida en el agua, entre otras especies acuosas, en los minerales
y en los gases a una cierta temperatura.
La ley de acción de masas expresa el equilibrio químico como la relación entre las
concentraciones de productos y reactivos. Para una reacción dada
,
la constante de equilibrio termodinámico K para una P y T dadas está expresada,
si la concentración de cada especie X la expresamos como [X] como:
Cuando la concentración de varias especies disueltas aumenta, los iones
interfieren unos con otros por efectos electrostáticos de forma que sus
concentraciones expresadas en molaridad o molalidad no dan buenos resultados,
por lo que se usa la actividad, la cual varía con la salinidad.
El equilibrio químico en una reacción es la situación en la que la actividad de cada
una de las especies que interviene permanece constante. La relación entre estas
actividades, con los exponentes correspondientes, pasa a ser la constante de
equilibrio.
La energía libre de Gibbs asociada a una reacción química determinada indica en
qué medida la reacción ocurrirá espontáneamente. La energía libre de Gibbs es un
concepto termodinámico que mide la energía efectivamente asociada a una
reacción química. Su valor corresponde a la entalpía o calor generado (reacciones
exotérmicas) o adsorbido (reacciones endotérmicas), menos la energía
intercambiada por efecto de la entropía: ΔF=ΔH-TΔS. Si ΔF es negativo, la
reacción debería ocurrir espontáneamente. Si ΔF es positivo, no es espontánea.
Las concentraciones de equilibrio corresponden al estado con un ΔF mínimo.
A 25oC de temperatura y presión atmosférica los minerales comunes tienen baja
solubilidad en el agua. Fluorita, yeso, anhidrita, barita, calcita, aragonita, dolomita,
siderita, gibsita, goethita, cuarzo, calcedonia y sílice amorfa son minerales de baja
solubilidad. Halita (NaCl) y Silvita (KCl) son minerales de alta solubilidad. Los
minerales cristalinos tienen en general baja solubilidad comparada con los de
grano fino o los amorfos que después de disolverse precipitan (Morel y Hering,
1993), (Nordstrom, 1990), (Stum y Morgan, 1996), (Fitts 2002).
Índices de saturación a partir de la termodinámica del equilibrio
La expresión para el cociente de reacción Q es como la que se emplea para
calcular la constante de equilibrio (K), pero Q puede calcularse para cualquier
conjunto de condiciones, no solo para el equilibrio. Q puede usarse para
determinar cuál dirección tomará una reacción para alcanzar el equilibrio. Si K>Q,
una reacción procederá hacia adelante, convirtiendo los reactivos en productos. Si
K<Q, la reacción procederá en dirección inversa, convirtiendo los productos en
reactivos. Si Q=K entonces el sistema está en equilibrio.
El índice de saturación mineral es un indicador del grado en que el agua tiende a
disolver o precipitar un mineral en particular. El índice de saturación
,
es la relación del producto de actividad o cociente de reacción y la constante de
equilibrio expresada en forma logarítmica. El índice de saturación (SI) se calcula al
comparar las actividades químicas de los iones disueltos del mineral (producto de
actividad iónica, IAP) con sus productos de solubilidad (Ksp). En forma de ecuación
se convierte en
SI=log (IAP/Ksp).
La reacción está en equilibrio si Q es igual a la constante de equilibrio K. En este
caso el fluido está saturado respecto al mineral A, por lo que (Q=K) y (SI=0). El
fluido está subsaturado si Q es menor que K: el agua no ha estado en contacto
con suficiente cantidad de mineral o no ha reaccionado con el mineral lo suficiente,
por lo que (Q<K) y (SI<0). Valores de Q mayores que K indican que el fluido está
sobresaturado o que la reacción necesita avanzar a la izquierda para alcanzar el
equilibrio, por lo que (Q>K) y (SI>0).
Los carbonatos provienen de la descomposición de las calizas por acción del agua
(hidrólisis). La hidrólisis presenta equilibrios y reequilibrios a medida que el
carbonato de calcio reacciona con los iones hidrógeno del agua:
(a).
La reacción hace que se consuman más iones hidrógeno, por lo que ioniza más
agua para mantener el equilibrio:
(b).
Si combinamos (a) y (b) nos queda la ecuación
,
la cual representa de manera más general el proceso de hidrólisis, donde se
observa el carácter alcalino del sistema (Oyarzún, 2009).
La roca caliza, insoluble en el agua, es disuelta por el agua carbónica. La
magnitud de la reacción depende de los movimientos y velocidad del agua y de la
concentración del CO2 en la disolución, que a su vez es función de la temperatura
y de la presión parcial del CO2 en la disolución. El dióxido de carbono, el
carbonato de calcio, el ión bicarbonato y el ión calcio forman el siguiente equilibrio
Este equilibrio puede también evolucionar en el sentido de la precipitación del
carbonato de calcio.
Modelación hidrogeoquímica de San Marcos empleando el programa GWB:
El modelo conceptual hidrogeoquímico de la movilidad del uranio en la cuenca de
San Marcos (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010) es la base para realizar la
modelación hidrogeoquímica con el programa GWB. El modelo asume que el
uranio se transportó en el agua a partir de los depósitos de San Marcos y
Victorino, se capturó y está adsorbido en forma tetravalente, y después el agua
fresca lo transforma en ión uranilo (hexavalente) y es la causa de que se extraiga
disuelto en el agua subterránea.
Los parámetros hidrogeoquímicos propuestos a partir de los análisis de química
del agua y el modelo hidrogeoquímico son:
Con los programas GSS y gtplot se obtienen:
1. Gráficas de HCO3- vs U para diferentes ambientes, para visualizar la
concentración de los bicarbonatos respecto del uranio porque se presume que
forman complejos de carbonato de uranilo en la cuenca de San Marcos lo que
favorece su movilidad en el agua.
2. Gráficas de índice de saturación por muestra, para conocer el nivel de sub
(sobre) saturación de los minerales de San Marcos y ubicar los minerales de
uranio en este contexto, en específico de acuerdo a la muestras en estudio por su
localización geográfica en relación a los yacimientos de uranio. (Gráficos 1 y 2)
Con los programas GSS y React se obtienen:
3. El patrón de reacción de la uraninita, para simular el comportamiento de los
principales minerales del acuífero incluyendo los de uranio. En este estudio para
comparar diferentes ambientes e identificar las zonas de mayor mineralización del
acuífero y por lo tanto mayor movilidad de uranio.
4 El estado de saturación mineral en función del pH, para revisar el
comportamiento de los minerales del acuífero en un amplio mayor de valores de
pH. En el acuífero las mediciones de pH cambia de una temporada a otra incluso
en el punto de muestreo, sin embargo los valores obtenidos en los análisis de
campo varían entre 6 y 8. Son valores típicos del agua donde se encuentran los
carbonatos de uranio en forma de complejos.
5. Los diagramas de especiación para conocer las especies dominantes que
controlan la concentración de uranio en la cuenca de San Marcos, y relacionarlas
así con su ambiente geológico: cercano a las rocas fracturadas y yacimientos
uraníferos en el río (primera sección), cercana a lentes arcillosos y conglomerados
aluviales en noria o pozos profundos (segunda sección). (Gráficos 3, 4 y 5)
Con los programas GSS y ACT2 se obtienen:
6. Diagramas de Eh-pH (especiación de uranio), ya que muestra los campos de
estabilidad de los complejos disueltos para una rango de Eh y pH dados. En la
cuenca de San Marcos se muestra los complejos disueltos que tienen los pozos,
norias, el río y la presa. Los diagramas de Eh-pH se elaboraron para cada
campaña de muestreo. Los mediciones de Eh y pH se realizaron empleando la
misma metodología (ver el procedimiento arriba).
Con el programa Spec8 se calculan:
7. Los estados de saturación mineral, ya que permite conocer de cada muestra las
características hidrogeoquímicas de la muestra, las especies acuosas, los estados
de saturación mineral (valores de log Q/K de cada especie mineral) para así
conocer cuales minerales están subsaturados o sobresaturados en el agua de la
cuenca de San Marcos, la fugacidad de los gases y la composición elemental en el
fluido. En especial interesan los estados saturación mineral de las especies de
uranio y los identificados en la cuenca de San Marcos (Tabla de resultados 1).
RESULTADOS Y DISCUSIÓN
Velocidad del agua en la primera y segunda sección del modelo conceptual.
Concentraciones anómalas en agua, facies hidroquímicas, actividad de los
isótopos y RA.
Modelación hidrogeoquímica.
Diagrama de mezclado y diagrama de dispersión.
Remoción de Uranio por disolución en la zona no saturada. San Marcos vs El
Nopal (Peña Blanca).
Factores de retraso Rf238 y Rf226 y disolución de 238U, Pd238. San Marcos
vs El Nopal (Peña Blanca).
Resultados de la velocidad del agua en las zonas no saturadas y saturadas
En la noria No. 10, en seguida de la Presa San Marcos, donde el acuífero
fracturado somero empieza y muy cercano a los depósitos de uranio San Marcos
1, las mediciones de los niveles freáticos fueron hechas e datos obtenidos del
dueño del rancho (Ver Fig. 1-2). Este era la única noria disponible para medir la
velocidad de agua y es representativa de la zona no saturada en este estudio. Con
esta información la velocidad del agua, en el poro, de la zona no saturada
relacionada con el tiempo de interacción roca-agua y la disolución y transporte de
elementos traza, fue estimada. La velocidad del agua subsuperficial promedio es
<v>= 2.50 m/día = 912 m/año.
La prueba de bombeo fue realizada en el pozo profundo No. 15, en el Rancho El
Peñasco. Este era el único pozo profundo en la zona que tenía otro pozo
suficientemente cercano para hacer una prueba de bombeo y es considerado
representativo de la zona saturada. El resultado de los procedimientos aplicados
de ((Fitts 2002); (Perez Franco and de los Santos 1997) es una velocidad del flujo
de agua subterránea promedio <v>= 28 m/año. Esta velocidad del flujo de agua
subterránea es comparables al valor aproximado de 10 m/año encontrado en el
Nopal 1 Peña Blanca en el estudio de (Goldstein, Abdel-Fattah et al. 2010).
Velocidad del flujo de agua para la zona no saturada (ZN) y saturada (ZS)
Velocidad del agua en el poro de la zona no saturada
Considerando un pozo somero de 1m de diámetro (d=1), y que el abatimiento del
agua en el pozo fue de 2 m/día (V=2). Se propone un cilindro de 1m de diámetro y
de 2 m de altura (h=2). El área de la sección transversal en la zona vadosa es
A=πdh= 6.283 m2. El caudal Q=AV=π (0.5)2(2) =1.57m3/dia. Por lo tanto la
descarga específica es qx = Q/A= 91.2 m/año. Considerando que el acuífero
fracturado tiene una porosidad aproximada = 0.10 (Fitts 2002) esta descarga
específica tendrá una velocidad de flujo de agua en promedio <v>= 2.50 m / día =
2.9 × 10-3 cm /s = 912 m/año.
Prueba de bombeo
La prueba de bombeo se realizó en el pozo profundo No. 15, en el rancho El Peñasco. Los resultados de los procedimientos aplicados en (Perez Franco and de los Santos 1997; Fitts 2002) son los siguientes:
La velocidad de la descarga (Q) fue Q=0.024 m3/s, el abatimiento (hB-hA) =93-82=11 m, las distancias radiales fueron rB=400 m and rA=0.0762 m respectivamente.
La transmisividad (TD), considerando
, da
TD = 2.97 x10-3 m2/s= 257 m2/día, que concuerda con los valores de 1.8 - 30 x10-3 m2/s reportados en diferentes acuíferos en el estado de Chihuahua (INEGI 1999).
El espesor de la capa saturada del acuífero (b) = 300 m (INEGI 1999). Aplicando las relaciones conocidas (Fitts 2002), para conductividad hidráulica K=T/b, se
obtiene K=0.85 m/día; para una descarga específica
da qx = 0.85 (11m/400 m) = 8.6 m/año. Asumiendo una porosidad igual a 0.30 (INEGI 1999), esta qx implica una velocidad del flujo del agua subterránea en promedio de <v> =27.7 m/año.
Análisis de agua
Los resultados de los análisis de agua aparecen en las Tablas 2-3 para los
diferentes tipos de agua: corrientes intermitentes del río (R), zona no saturada o
de pozos someros (ZN), zona saturada o de pozos profundos (ZS) y presa (P) de
la cuenca San Marcos. Las concentraciones reportadas en las tablas son típicas
de temporadas de baja agua, lluviosas y post-lluviosas. Las tablas 2-3 incluyen los
Sólidos Disueltos Totales (SDT), pH, Temperatura (T), potencial redox (Eh) y
concentración de actividad de uranio total (U) de Agosto 2008 a Abril 2010.
Tabla 3. Sólidos Disueltos Totales (SDT), pH, Temperatura (T), Eh y concentración de actividad de Uranio Total (U), en el río (R), zona no saturada (SN), zona saturada (ZS) y presa (P) de la cuenca San Marcos de las campañas de muestreo en temporada húmeda (Agosto, 2008; Noviembre, 2008; Noviembre 2009).
Agosto, 2008 Noviembre, 2008 Noviembre, 2009
No. Tipo SDT pH U SDT pH T Eh U SDT pH T Eh U
mg/L Bq/L mg/L oC mV Bq/L mg/L
oC mV Bq/L
1 R 220 7.6 0.26 100 7.19 21.4 240 0.029
2 R 430 7.6 0.14 120 8.2 16.4 244 L.D.
3 R 210 7.1 0.17 110 7.35 14.7 238 0.022
4 R 170 7.9 0.01
5 R 400 7.2 100 7.7 21.9 238 0.040
6 R 280 8 0.5 90 6.6 20.6 240 0.026
7 R 130 7.5 0.1
8 R 120 7.8 0.48
9 P 90 7.5 0.28 60 8.4 23.6 233 L.D. 60 8.4 22.9 226 0.030
10 ZN 150 7.3 0.09 120 7.5 22.6 280 0.2 100 6.16 20.7 274 0.059
11 ZS 350 7.6 13.2 283 L.D. 260 7.61 21.7 217 0.38
12 ZS 220 8.6 14.4 202 0.29
13 ZN 350 7.7 16.3 282 L.D. 450 6.47 19.8 230 0.16
14 ZN 1640 7.2 14.9 304 0.6 580 6.47 20.7 235 0.33
15 ZS 300 8.3 15.6 270 0.4 310 6.93 27.1 221 0.45
16 ZN 130 7.7 23.8 240 L.D. 130 6.5 21.7 200 0.046
17 ZS 120 9.2 16.7 240 L.D 230 7.29 21.7 224 0.13
18 ZS 200 8.5 13.7 263 L.D. 200 7.3 20.9 228 0.17
19 P 160 6.46 20.1 255 0.053
20 ZN 120 7.8 16.2 285 L.D. 120 6.73 21.4 250 0.064
21 ZS 210 7.9 26.8 253 L.D. 150 6.9 20.8 243 0.12
Nota: La concentración que excede el límite de radiactividad alfa global (0.56 Bq/L) de acuerdo a la NOM-127-SSA1-1994 aparece en negritas. L.D. significa abajo del límite de detección = 0.15 Bq/L Noviembre, 2008; L.D. = 0.002 Bq/L Noviembre, 2009.
Los valores medidos de Eh, entre 200 y 290 mV, sugieren que, al menos después
del bombeo, el agua está oxidada. La temperatura medida en campo refleja la
estación del año, mostrando un rango de temperatura de 15 a 38ºC. Los valores
de pH medidos en campo están entre 6.5 y 9.3. Los SDT del agua superficial y
subterránea están en el rango de 50-600 mg/L, con un valor, alejado de otros, de
1640 mg/L (ver Tablas 2-3). Los valores para el río, norias y pozos profundos son
100-340 mg/L, 100-440 mg/L y 90-600 mg/L respectivamente; estos valores son
comparables con los reportados para el Río Grande: 400 mg/L, Colorado: 600
mg/L, Mississippi: 200 mg/L (Langmuir, Humphris et al. 1997) y manantiales
curativos in Warm Springs Valley, VA, USA.: 543 mg/L (Helz and Sinex 1974).
Los SDT aumentan por disolución de minerales del suelo y las rocas con los que
el agua entra en contacto. Los valores más altos de SDT están reportados en
aguas en contacto con minerales solubles o en aguas profundas que han
alcanzado niveles de equilibrio por largos periodos de tiempo.
Tabla 4. Sólidos Disueltos Totales (SDT), pH, Temperatura (T), Eh y concentración de actividad de Uranio Total (U), en el río (R), zona no saturada (SN), zona saturada (ZS) y presa (P) de la cuenca San Marcos de las campañas de muestreo en temporada seca (Mayo, 2009; Abril, 2010).
Mayo, 2009 Abril, 2010
No. Tipo SDT pH T Eh U SDT pH T Eh U
mg/L oC mV Bq/L mg/L
oC mV Bq/L
1 R 230 7.5 28.6 243 0.12
2 R
3 R 330 6.6 38.5 240 0.13
4 R 338 6.7 33 221 0.14 140 8.75 24.1 249 0.16
5 R 150 8.77 24.2 247 0.024
6 R 100 8.73 24.2 242 0.033
7 R 240 6.8 35 235 L.D. 140 8.9 23.6 244 0.43
8 R 230 9.1 26.1 240 0.36
9 P 50 8.5 31 206 0.034 70 8.89 19.6 185 0.35
10 ZN 80 6.5 30.5 248 L.D. 90 7.75 21 285 1.61
11 ZS 600 6.4 24.1 254 L.D. 240 8.73 23.4 242 0.23
12 ZS 230 7.4 25.8 217 0.35 310 8.57 20.4 250 0.28
13 ZN 450 6.7 29.3 252 0.25 450 8.47 22.2 260 0.21
14 ZN 240 7.1 27.7 240 0.44 600 8.29 20.7 252 0.26
15 ZS 160 6.5 26.6 260 0.34 300 8.67 23 240 0.49
16 ZN 350 8.2 29.2 240 0.048 170 8.56 23 238 0.02
17 ZS 230 8.9 29.9 212 0.39 230 9.32 22.3 254 0.10
18 ZS 233 7.4 29.3 200 0.17 190 8.82 23.5 243 0.12
19 P 220 7.3 29.3 242 L.D.
20 ZN 90 6.8 30.3 260 L.D. 120 8.51 24.1 253 0.29
21 ZS 60 9 28.1 232 0.26 170 8.74 22.9 252 0.22
Nota: La concentración que excede el límite de radiactividad alfa global (0.56 Bq/L) de acuerdo a la NOM-127-SSA1-1994
aparece en negritas. L.D. significa abajo del límite de detección = 0.004 Bq/L Mayo, 2009; L.D. = 0.003 Bq/L Abril, 2010.
Tabla 5. Calidad del agua de la cuenca San Marcos.
No. Tipo Fecha de pH SDT HCO3- Ca Mg Na K NO3- Si Cl- SO4-2 T Eh As F U
muestreo g/L mg/L mg/L mg/L mg/L mg/L mg/L mg/L mg/L mg/L °C mV µg/L mg/L Bq/L
2 R Ago. 08 7.6 0.43 247 47 13 33 4 2 9 90 0.14 6 R Ago. 08 8.0 0.28 233 33 9 24 4 1 2 3 0.5 7 R Ago. 08 7.5 0.13 168 17 5 17 3 2 0.2 1.8 0.1 8 R Ago. 08 7.8 0.12 128 14 4 12 4 1 1.9 1 0.48 10 ZN Ago. 08 7.3 0.15 72 11 2 25 3 1 38 12 0.09 10 ZN Nov. 08 7.5 0.12 90 21.2 4.2 7 5 12 3 8 22.6 280 0 0.9 0.2
11 ZS Nov. 08 7.6 0.35 248 55.3 10.9 41 5 20 6 40 13.2 283 0 1.9 0 13 ZN Nov. 08 7.7 0.35 244 56.8 11.2 31 10 19 14 48 16.3 282 0 1.5 0.1 14 ZN Nov. 08 7.2 1.64 396 421.8 83 89 39 26 534 282 14.9 304 0 0.6 0.6 15 ZS Nov. 08 8.3 0.3 188 25.5 5 74 3 18 4 65 15.6 270 17 2.9 0.4
17 ZS Nov. 08 9.2 0.12 97 18.1 3.6 22 4 17 4 11 16.7 240 0 0.8 0 18 ZS Nov. 08 8.5 0.2 161 30.2 5.9 29 2 16 3 13 13.7 263 0 0.6 0.1 20 ZN Nov. 08 7.8 0.12 87 20.6 4 9 4 14 5 12 16.2 285 0 1.3 0 1 R May 09 7.5 0.23 95 47.2 9.3 11 8 0.08 13 23 26 28.6 243 nd 0.55 0.105 9 P May 09 8.5 0.05 36 10.9 2.1 10 2 0.15 15 5 14 31 206 nd 0.45 0.034 10 ZN May 09 6.5 0.08 52 14.8 2.9 9 6 0.3 25 7 16 30.5 248 nd 0.48 11 ZS May 09 6.4 0.6 163 27.8 5.5 44 20 3.5 45 49 31 24.1 254 nd 0.51 12 ZS May 09 7.4 0.23 200 27.2 5.4 42 2 1 39 6 33 25.8 217 13.5 0.88 0.351 15 ZS May 09 6.5 0.16 79 28.1 5.5 14 4 0.5 18 9.8 37 26.6 260 nd 0.33 0.336
16 ZN May 09 8.2 0.35 151 29.3 5.8 49 10 1.1 29 9 25 29.2 240 22.7 1.84 0.048
17 ZS May 09 8.9 0.23 137 27.2 5.4 40 2 0.2 26 7 46 29.9 212 7 0.83 0.389 18 ZS May 09 7.4 0.23 139 29.9 5.9 25 1 1.2 28 40 15 29.3 200 nd 0.26 0.174 20 ZN May 09 6.8 0.09 46 16.6 3.3 3 5 1 39 6 21 30.3 260 nd 0.3 11 ZS Nov. 09 7.6 0.26 181 29.9 5.9 48 2.8 0 45 8.2 51 21.7 217 18 1.41 0.378 13 ZN Nov. 09 6.4 0.45 333 79.5 15.6 45 19 0.2 49 14 26 19.8 230 7 0.78 0.159
15 ZS Nov. 09 6.9 0.31 186 22.1 4.3 84 2 0 33 8.2 18 27.1 221 34 2.51 0.452
16 ZN Nov. 09 6.5 0.13 97 23.0 4.5 14 5 0 25 8.2 18 21.7 200 11 0.7 0.046 17 ZS Nov. 09 7.3 0.23 181 41.1 8.1 22 2 1.3 21 8.2 20 21.7 224 16 0.7 0.131 18 ZS Nov. 09 7.3 0.2 158 28.7 5.7 32 2 0.7 28 7.2 15 20.9 228 11 0.77 0.171 20 ZN Nov. 09 6.7 0.12 81 18.1 3.6 15 5 0.6 49 8.2 23 21.4 250 6 0.72 0.064
21 ZS Nov. 09 6.9 0.15 123 29.6 5.8 11 5 0 30 7.2 8 20.8 243 10 2.44 0.122
4 R Apr. 10 8.7 0.14 72.83 16.7 3.18 17 4.78 0 19 10.7 33 24.1 249 nd 0.88 0.157 5 R Apr. 10 8.7 0.15 82.54 18.5 3.95 15.28 4.69 0 12.6 10.7 35 24.2 247 nd 0.9 0.024 7 R Apr. 10 8.9 0.14 38.84 19.36 3.35 12.75 3.56 0 13 9.7 55 23.6 244 nd 0.89 0.426 8 R Apr. 10 9.1 0.23 92.25 25.28 6.55 23.93 5.77 0.1 18.6 15.5 70 26.1 240 nd 1 0.357 9 P Apr. 10 8.9 0.07 47.33 13.45 1.41 4.53 4.32 0.1 11.7 4.86 11 19.6 185 nd 0.9 0.347
10 ZN Apr. 10 7.7 0.09 97.11 23.32 1.93 9.58 4.35 0 28.98 5.83 18 21 285 nd 0.98 1.611 11 ZS Apr. 10 8.7 0.24 162.7 24.34 2.04 50.43 3.42 0.8 36.67 5.86 43 23.4 242 19.6 2.7 0.232 15 ZS Apr. 10 8.6 0.3 189.4 25.67 1.79 65.64 3.27 0.3 41.01 8.75 75 23 240 34.7 3.22 0.487 16 ZN Apr. 10 8.5 0.17 102 21.85 3.82 15.15 5.24 0.4 21.07 7.78 30 23 238 nd 0.96 0.019 17 ZS Apr. 10 9.3 0.23 177.2 45.16 5.91 23.44 3.12 2 31 4.86 20 22.3 254 nd 1 0.096 18 ZS Apr. 10 8.8 0.19 153 25.8 1.92 33.29 2.49 0.8 36.94 4.86 13 23.5 243 nd 1.58 0.120
20 ZN Apr. 10 8.5 0.12 48.55 19.93 1.73 8.73 4.49 4.1 45.01 5.83 27 24.1 253 nd 0.95 0.286 21 ZS Apr. 10 8.7 0.17 133.5 26.67 3.86 9.52 5.04 1.3 30.59 8.75 12 22.9 252 nd 1.24 0.217
En trabajos previos, las concentraciones de uranio reportadas cambian de 0.006 a
0.239 Bq/L en aguas del Río San Marcos, mientras que en el agua de la presa los
valores varían entre 0.023 y 0.524 Bq/L (Rentería, Silva et al. 2009). Los sitios que
superaron los límites máximos permisibles de Uranio, Arsénico y Flúor aparecen
en negritas. El sitio Rancho de Ovejas (14) también aparece resaltado en negritas
porque se detectó en el muestreo contaminación antropogénica propio de
actividades agropecuarias y valores elevados de sólidos disueltos totales (SDT)
que se reflejan en valores atípicos de aniones y cationes. Los resultados de las
concentraciones de uranio presentados en las Tabla # son consistentes con estos
valores reportados. El rango de concentración de uranio en la cuenca San Marcos
para las campañas de Agosto del 2008 a Abril 2010 en diferentes ambientes: río
(R), presa (P), pozo somero o zona no saturada (ZN) y pozo profundo o zona
saturada (ZS) fue de 0.002-1.6 Bq/L. Los sitios a destacar por superar el límite
permisible de 0.56 Bq/L de Uranio (U) fueron: Rancho de Ovejas (0.6 Bq/L) y
Rancho San Marcos (1.6 Bq/L). La cuenca presenta contaminación natural por
Arsénico (As) y Flúor. Los sitios que superaron el límite máximo permisible de
Flúor (1.5 mg/L) fueron: Patria Nueva (1.9, 2.7 mg/L), Rancho El Peñasco (2.9,
1.84, 2.51, 3.22 mg/L), Rancho Calabacillas (2.44 mg/L) y Torreoncillos (1.58
mg/L). Los sitios que superaron el límite máximo permisible de Arsénico (25 µg/L)
fue el Rancho El Peñasco. Las concentraciones de aniones (bicarbonatos,
nitratos, cloruros, sulfatos) y de cationes mayores (calcio, magnesio, sodio,
Ubicación de las concentraciones anómalas en agua
URANIO
URANIO
FLÚOR
ARSÉNICO Y FLÚORFLÚOR
FLÚOR
Flúor >1.5 mg/LArsénico > 25 µg/LUranio > 0.56 Bq/L
potasio, silicio) son típicos de aguas naturales. Los valores de sólidos disueltos
totales (SDT) están dentro del rango de aguas de ríos y pozos (50-400 mg/L). Los
valores de Eh encontrados fueron todos positivos y se obtuvieron con agua
tomada in situ por el mismo medidor y mismo sitio de muestreo. Los valores
indican que el agua estaba en un ambiente oxidante al tomar la muestra. Los
valores de temperatura de las muestras son típicos de la época en que fueron
medidas, y fluctúan entre 13.2 y 31oC.
Figura 10. Facies hidroquímicas de San Marcos. Diagramas Piper obtenidos a
partir de los muestreos y análisis de calidad de agua de la cuenca San Marcos que
corresponden a las campañas de Noviembre 2008, Mayo 2009, Noviembre 2009 y
Abril 2010. Los diagramas Piper fueron empleados para explicar las facies
hidrogeoquímicas en diferentes ambientes: río, pozo somero, pozo profundo y
presa. Los análisis de calidad de agua tienen un error en el balance iónico menor
a 15%. No hay gran variabilidad entre facies y campañas de muestreo; por lo
tanto, puede decirse que el agua es bicarbonatada con ligeras variaciones de
calcio, sodio y magnesio. El porcentaje de bicarbonatos es alto en todas las
gráficas (80%-95%) que se lee en el lado izquierdo del triángulo. El rango de
porcentaje de calcio es amplio (20%-80%) que se debe a la disolución de calizas.
El porcentaje de magnesio es bajo (<20%) y el de sodio es alto (>80%) y se debe
a la disolución de rocas ígneas. La ubicación de los símbolos en los triángulos de
cationes y aniones se refleja en el diamante que corresponde al agua tipo
bicarbonatada sódica.
Concentración de Uranio vs. Bicarbonatos.
Figura 11. Concentración de uranio en el agua (µg/l) respecto a la
concentración de bicarbonatos en agua (mg/l) para las campañas de muestreo
de Mayo 2009, Noviembre 2009 y Abril 2010. De los análisis de uranio de las 3
campañas se seleccionaron aquellos de mejor resolución en el espectro del
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1050
100
150
200
250
U++++
in fluid (ug/l)
HC
O3- i
n flu
id (
mg
/l)
Noviembre 2009
++
œ
+
+
œ20
16
18
1117 15
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
50
100
150
200
250
U++++
in fluid (ug/l)
HC
O3- i
n flu
id (
mg
/l)
Mayo 2009
›
,
+
+
œ++
9
151
171816
12
1 2 3 4 5 6 7 8 9 1020
40
60
80
100
120
140
160
180
200
220
U++++
in fluid (ug/l)
HC
O3- i
n flu
id (
mg
/l)
Abril 2010
,
œ
+
+
œ
+
œ9 20
1016
1117
15
detector de radiación Perals; los resultados del detector se obtienen en Bq/L y se
convierten a unidades de µg/L por la fórmula U(µg/L)=0.012348/U(Bq/L). En los
ríos en general el rango de concentración de uranio es de 0.1 a 10 µg/L. Los
resultados de uranio se compararon con los de bicarbonatos. A excepción de la
muestra 15 de Mayo 2009, se observa una relación positiva entre la concentración
de uranio y bicarbonatos. La magnitud de la radiactividad se hace más evidente en
los pozos profundos (2-7 µg/L) que en los pozos someros (<3.5 µg/L) y la presa
(<1.5 µg/L). Las condiciones del agua subterránea (mayor tiempo de residencia,
mayor disolución de los minerales del acuífero) favorecen la presencia del uranio
disuelto en el agua.
13 17 18 20 11 151e–15
1e–10
1e–5
1
1e5
1e10
Sample ID
Satu
ration,
som
e m
inera
ls (
Q/K
)
+ + + + + +, , ,
,
, ,Ÿ Ÿ Ÿ
Ÿ
Ÿ Ÿ
¢¢ ¢
¢
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‚ ‚ ‚ ‚ ‚ ‚
ƒ ƒ ƒ ƒ ƒ ƒ
„„ „
„
…… …
…
… …
17 18 20131511
Anhydrite
Aragonite Calcite
Dolomite
Fluorite
Gypsum
Quartz
UO2(am)
Uraninite
12 16 17 13 17 18 20 11 151e–20
1e–10
1
1e10
1e20
1e30
1e40
1e50
Sample ID
Satu
ration,
som
e m
inera
ls (
Q/K
)
+ + + + + + + + +, , , , , , ,, ,Ÿ Ÿ Ÿ Ÿ Ÿ Ÿ ŸŸ Ÿ¢ ¢ ¢
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… … … …… …
‡ ‡ ‡ ‡ ‡ ‡ ‡ ‡ ‡
+ Anhydrite
, Aragonite
Ÿ Calcite
¢ Dolomite
! Fluorite
‚ Gypsum
ƒ Quartz
„ UO2(am)
… Uraninite
‡ Uranophane
12
16
17
13
17
18
20
11
15
16 1312 17 18 2017 1511
Anhydrite
AragoniteCalcite DolomiteFluorite
Gypsum
Quartz
UO2(am)
Uraninite
Uranophane
Figura 12. Índice de saturación por muestra. Se grafican las muestras que
convergen y se reporta su índice de saturación. La gráfica de la izquierda es la
derecha en el rango de las ordenadas de entre 1x10-15 y 1x1010. En el equilibrio
(Q/K=1) los minerales de la cuenca (cuarzo, aragonita, calcita, yeso, fluorita,
anhidrita) están saturados. El uranofano en todas las muestras está sobresaturado
por lo que puede precipitarse (Q/K>1); la uraninita y el uranio amorfo UO2(am)
están subsaturados por lo que pueden disolverse en el agua (Q/K<1). En
condiciones ambientales el uranio esta disuelto como uraninita o amorfo, lo que
permite su movilidad en el acuífero. Los ambientes presentados en la gráfica son
pozos someros (rojo) y profundos (verde). El programa permite graficar otros
minerales con (Q/K) < 1x10-20. Se han seleccionado los más importantes de la
cuenca.
Gráficas con GSS y React.
Figura 13. Patrón de reacción de la uraninita en Noviembre de 2009. En
dirección de la corriente las muestras son: Casa Blanca, Torreoncillos, Vizcarra y
Caballo loco. De acuerdo con el modelo conceptual hidrogeoquímico la uraninita
reacciona para formar iones uranilo y después silicatos de uranio (uranofano) en
0 5 10 15 20 25 30 35 40
1e–4
.001
.01
.1
Uraninite reacted (mg)
Min
era
ls (
gra
ms)
Casa Blanca
Quartz
Uranophane
0 5 10 15 20 25 30 35 40
1e–4
.001
.01
.1
Uraninite reacted (mg)
Min
era
ls (
gra
ms)
Torreoncillos
Quartz Uranophane
0 5 10 15 20 25 30 35 40
1e–4
.001
.01
.1
Uraninite reacted (mg)
Min
era
ls (
gra
ms)
Vizcarra
Dolomite
Quartz
Uranophane
0 5 10 15 20 25 30 35 40
1e–4
.001
.01
.1
Uraninite reacted (mg)
Min
era
ls (
gra
ms)
Caballo loco
Quartz
Uranophane
B A
D C
un ambiente mineralizado (principalmente de rocas ígneas y calizas). En dirección
del flujo regional (A→B→C→D) se observa que se requiere menos uraninita para
alcanzar la intersección de la curva de cuarzo y uranofano. En la sección de los
yacimientos y el manantial no se forma uranofano; en la sección de pozos
profundos se forma uranofano, cada vez más mientras más uraninita (UO2) y sílice
(SiO2) exista. La gráfica C presenta una reducción de la cantidad de dolomita, por
disolución de este mineral para formar complejos de carbonato de uranilo de calcio
y magnesio.
3. Patrón de reacción de la uraninita.
Figura 14. Patrón de reacción de la uraninita. Campaña de Abril de 2010. En
dirección de la corriente de agua las muestras son: El Peñasco y Patria Nueva. Se
asume en el modelo que la uraninita amorfa es la forma en que aparece
precipitado el uranio (IV) en la roca hospedera del acuífero. De acuerdo al modelo
conceptual la uraninita amorfa reacciona para formar ión uranilo que a su vez
forma uranofano. Como el ambiente en los dos pozos profundos (El Peñasco y
Patria Nueva) es de rocas ígneas y calizas, se observa la disolución de las calizas
y dolomitas para formar complejos de uranio de calcio y magnesio (las curvas de
calcita y dolomita disminuyen). En dirección del flujo regional (A→B) el equilibrio
entre calcita y dolomita se alcanza cuando el agua llega a la muestra B, es decir,
cuando la corriente de agua ha fluido 2 km aproximadamente.
0 5 10 15 20 25 30 35 40
1e–4
.001
.01
.1
Uraninite reacted (mg)
Min
era
ls (
gra
ms)
El Peñasco
Calcite
Dolomite
QuartzUranophane
0 5 10 15 20 25 30 35 40
1e–4
.001
.01
.1
Uraninite reacted (mg)
Min
era
ls (
gra
ms)
Patria Nueva
Calcite
Dolomite
Quartz Uranophane
B A
4. Diagramas de especiación
Figura 15. Diagrama de especiación. En dirección de la corriente las muestras
son: Torreoncillos, Vizcarra, El Peñasco y Patria Nueva. Todas las gráficas son de
pozo profundo en la zona de mineralización de la cuenca. Se intentó modelar la
especiación de las muestras de rio (1), presa (9) y norias (10 y 20) y no converge
el programa. Estos resultados son la confirmación de que el modelo conceptual
hidrogeoquímico propuesto por (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al. 2010) es
correcto; este modelo propone que el transporte del uranio es por material
suspendido, frecuentemente con materia orgánica. En dirección del flujo regional
(A→B→C→D) la especiación es similar. La distancia en línea recta de
Torreoncillos a Patria Nueva es 3 km aproximadamente. Estos resultados
confirman la afirmación del modelo conceptual, donde el uranilo se halla disuelto
en el agua en forma de complejos carbonatados.
2 3 4 5 6 7 8 91e–14
1e–12
1e–10
1e–8
1e–6
1e–4
.01
1
100
pH
Som
e s
pecie
s w
/ U
++
++ (
ug/k
g)
Torreoncillos
UO2(CO
3)2--
UO2(CO
3)3----
UO2+
UO2++
UO2CO
3
2 3 4 5 6 7 8 91e–14
1e–12
1e–10
1e–8
1e–6
1e–4
.01
1
100
pH
Som
e s
pecie
s w
/ U
++
++ (
ug/k
g)
Vizcarra
UO2(CO
3)2-- UO
2(CO
3)3----
UO2+
UO2++
UO2CO
3
2 3 4 5 6 7 8 91e–14
1e–12
1e–10
1e–8
1e–6
1e–4
.01
1
100
pH
Som
e s
pecie
s w
/ U
++
++ (
ug/k
g)
El Peñasco
UO2(CO
3)2-- UO
2(CO
3)3----
UO2+
UO2++
UO2CO
3
2 3 4 5 6 7 8 91e–14
1e–12
1e–10
1e–8
1e–6
1e–4
.01
1
100
pH
Som
e s
pecie
s w
/ U
++
++ (
ug/k
g)
Patria Nueva
UO2(CO
3)2--
UO2(CO
3)3----
UO2+
UO2++
UO2CO
3
B A
D C
Gráficas con GSS yAct2 5. Diagramas de especiación de uranio Eh-pH.
Figura 16. Gráficos de especiación para de las cuatro campañas estacionales de muestreo (Noviembre 2008→Mayo 2009→ Noviembre 2009→ Abril 2010). Se presentan los campos de estabilidad de los complejos disueltos en aguas de San Marcos en polígonos irregulares. En presencia de bicarbonatos, actividad = 10-2.49, el agua disuelve el uranio en forma de los complejos hexavalentes UO2 (CO3)2
-2 y UO2 (CO3)3
-4 bajo condiciones de pH entre 6 y 8 así como Eh entre 0.2 y 0.5 volts. Si las condiciones fueran reductoras (Eh<0), el uranilo (UO2
+2) se precipita formando uraninita (UO2) casi en cualquier pH (rango de pH entre 2 y 11). Las mediciones de Eh fueron realizadas in situ en los mismos puntos de muestreo y empleando los mismos equipos de medición (ORP y pHmetro). Las mediciones tuvieron como objetivo medir las condiciones de oxidación-reducción y pH del acuífero en muestras de agua tomadas en superficie. Los resultados reportados por (Noseck, 2011) coinciden tanto con los campos de estabilidad (polígonos de bicarbonatos) como las condiciones de Eh y pH. En (Noseck, 2011) los valores de Eh son de -0.25 a 0.25 volts en lignitas y lentes arcillosos en muestras a profundidades entre 100 y 1000 m. Es posible que en Mayo y Abril se haya concentrado el uranio, que las condiciones de sequía lo hayan concentrado. Luego
0 2 4 6 8 10 12 14–1
–.5
0
.5
1
pH
Eh
(vo
lts)
Noviembre 2008
œ10
œ13
+15
+17
œ20
œ 10œ 13+ 15+ 17œ 20
U++++
UO2+
UO2++
U(OH)5-
UO2(CO3)2--
UO2(CO3)3----
UO2CO3
UOH+++
Uraninite
25°C
Dia
gra
m U
++
++, T
=
25 °
C , P
=
1.0
13 b
ars
, a [m
ain
] =
10
–1
0 , a [H
2O] =
1, a [A
s(O
H) 4- ]
= 1, a [H
CO
3- ] =
10
–2
.49
0 2 4 6 8 10 12 14–1
–.5
0
.5
1
pH
Eh
(vo
lts)
Mayo 2009
›1
,9
œ10
+11
+12
+15
œ16
+17
+18
œ20
› 1, 9œ 10+ 11+ 12+ 15œ 16+ 17+ 18œ 20
U++++
UO2+
UO2++
U(OH)5-
UO2(CO3)2--
UO2(CO3)3----
UO2CO3
UOH+++
Uraninite
25°C
Dia
gra
m U
++
++, T
=
25 °
C , P
=
1.0
13 b
ars
, a [m
ain
] =
10
–1
0 , a [H
2O] =
1, a [A
s(O
H) 4- ]
= 1, a [H
CO
3- ] =
10
–2
.49
0 2 4 6 8 10 12 14–1
–.5
0
.5
1
pH
Eh
(vo
lts)
Noviembre 2009
+11
œ13
+15
œ16
+17
+18
œ20
+21
+ 11œ 13+ 15œ 16+ 17+ 18œ 20+ 21
U++++
UO2+
UO2++
U(OH)5-
UO2(CO3)2--
UO2(CO3)3----
UO2CO3
UOH+++
Uraninite
25°C
Dia
gra
m U
++
++, T
=
25 °
C , P
=
1.0
13 b
ars
, a [m
ain
] =
10
–1
0 , a [H
2O] =
1, a [A
s(O
H) 4- ]
= 1, a [H
CO
3- ] =
10
–2
.49
0 2 4 6 8 10 12 14–1
–.5
0
.5
1
pH
Eh
(vo
lts)
Abril 2010
›4
›5
›7
›8
,9œ
10
+11
+15
œ16
+17
+18
œ20
+21
› 4› 5› 7› 8, 9œ 10+ 11+ 15œ 16+ 17+ 18œ 20+ 21
U++++
UO2+
UO2++
U(OH)5-
UO2(CO3)2--
UO2(CO3)3----
UO2CO3
UOH+++
Uraninite
25°C
Dia
gra
m U
++
++, T
=
25 °
C , P
=
1.0
13 b
ars
, a [m
ain
] =
10
–1
0 , a [H
2O] =
1, a [A
s(O
H) 4- ]
= 1, a [H
CO
3- ] =
10
–2
.49
con las lluvias de Junio a Agosto el acuífero se “refresca” y el uranio se puede redisolver. ProgramaSpec8
Reporte de resultados de saturación mineral
Muestra de agua del pozo “Patria Nueva” (11), Abril 2010
Resultados de saturación mineral para Patria Nueva como sitio representativo de
la zona de pozos profundos. En negritas se resaltan las especies de mayor
concentración reportada como log act. Los parámetros importantes de la muestra
son cationes (Na+, Ca++, Mg++, UO2++) y aniones (HCO3-, SO4--, Cl, F-, NO3-)
típicos de las aguas naturales. La confirmación de complejos de carbonatos de
uranilo se muestra con las especies acuosas (CaCO3, UO2(CO3)3----,
UO2(CO3)2--, UO2CO3). Bajo condiciones normales de temperatura y presión la
fuerza iónica del agua es baja (0.004).En general las concentraciones de las
especies minerales son bajas con un rango de log actividad (-2.6 a -16.9) lo que
significa que la baja disolución de las rocas como se observa en la tabla #.
Temperature = 25.0 C
Pressure = 1.013 bars
pH = 8.730
log fO2 = -0.703
Eh = 0.7022 volts
pe = 11.8701
Ionic strength = 0.004596
Activity of water = 0.999994
Solvent mass = 1.000000 kg
Solution mass = 1.000360 kg
Solution density = 1.013 g/cm3
Chlorinity = 0.000165 molal
Dissolved solids = 360 mg/kg sol'n
Elect. conductivity = 328.78 uS/cm (or umho/cm)
Hardness = 69.18 mg/kg sol'n as CaCO3
carbonate = 69.18 mg/kg sol'n as CaCO3
non-carbonate = 0.00 mg/kg sol'n as CaCO3
Rock mass = 0.000000 kg
Carbonate alkalinity= 114.92 mg/kg sol'n as CaCO3
Water type = Na-HCO3
No minerals in system.
Tabla 6. Resultados de saturación mineral para el sitio Patria Nueva.
Aqueous species molality mg/kg sol'n act. coef. log act.
-----------------------------------------------------------------------------------
Na+ 0.002182 50.16 0.9300 -2.6926
HCO3- 0.002113 128.9 0.9307 -2.7063
SiO2(aq) 0.001194 71.73 1.0012 -2.9224
Ca++ 0.0005334 21.37 0.7557 -3.3946
SO4-- 0.0004151 39.86 0.7471 -3.5084
O2(aq) 0.0002500 7.996 1.0012 -3.6016
Cl- 0.0001650 5.847 0.9286 -3.8147
F- 0.0001409 2.676 0.9293 -3.8829
H3SiO4- 0.0001072 10.20 0.9300 -4.0012
K+ 8.731e-005 3.412 0.9286 -4.0911
Mg++ 7.628e-005 1.853 0.7638 -4.2346
CO3-- 6.384e-005 3.830 0.7493 -4.3202
CaCO3 3.170e-005 3.172 1.0000 -4.4989
CaSO4 2.611e-005 3.554 1.0000 -4.5831
CaHCO3+ 1.418e-005 1.434 0.9316 -4.8789
NO3- 1.287e-005 0.7974 0.9286 -4.9227
CO2(aq) 8.505e-006 0.3742 1.0000 -5.0703
OH- 5.957e-006 0.1013 0.9293 -5.2568
NaHCO3 5.371e-006 0.4511 1.0000 -5.2699
NaSO4- 3.344e-006 0.3980 0.9300 -5.5072
MgSO4 3.051e-006 0.3671 1.0000 -5.5156
NaH3SiO4 2.855e-006 0.3370 1.0000 -5.5444
MgCO3 2.304e-006 0.1942 1.0000 -5.6376
MgHCO3+ 1.261e-006 0.1075 0.9300 -5.9309
CaH3SiO4+ 8.081e-007 0.1092 0.9300 -6.1241
CaF+ 7.148e-007 0.04221 0.9300 -6.1773
MgF+ 5.169e-007 0.02238 0.9300 -6.3181
NaCO3- 3.334e-007 0.02766 0.9300 -6.5085
CaCl+ 3.328e-007 0.02513 0.9300 -6.5093
HAsO4-- 2.665e-007 0.03727 0.7471 -6.7010
MgH2SiO4 2.116e-007 0.02505 1.0000 -6.6744
MgH3SiO4+ 2.056e-007 0.02454 0.9300 -6.7185
KSO4- 1.925e-007 0.02601 0.9300 -6.7471
CaH2SiO4 1.236e-007 0.01657 1.0000 -6.9082
Mg(H3SiO4)2 6.960e-008 0.01493 1.0000 -7.1574
Ca(H3SiO4)2 5.695e-008 0.01311 1.0000 -7.2445
MgOH+ 5.446e-008 0.002249 0.9300 -7.2954
CaOH+ 4.767e-008 0.002720 0.9300 -7.3533
CaNO3+ 4.128e-008 0.004213 0.9300 -7.4157
NaF 3.507e-008 0.001472 1.0000 -7.4551
H6(H2SiO4)4-- 2.904e-008 0.01110 0.7471 -7.6635
UO2(CO3)3---- 2.175e-008 0.009785 0.3112 -8.1695
MgCl+ 1.357e-008 0.0008104 0.9300 -7.8990
NaCl 7.822e-009 0.0004570 1.0000 -8.1067
NaOH 7.052e-009 0.0002820 1.0000 -8.1517
H2SiO4-- 5.715e-009 0.0005376 0.7471 -8.3696
UO2(CO3)2-- 4.550e-009 0.001774 0.7471 -8.4686
H2AsO4- 2.284e-009 0.0003217 0.9300 -8.6729
H+ 1.989e-009 2.004e-006 0.9363 -8.7300
Mg2CO3++ 6.227e-010 6.761e-005 0.7515 -9.3298
AsO4--- 5.228e-010 7.260e-005 0.5187 -9.5668
HF 3.601e-010 7.203e-006 1.0000 -9.4435
KCl 3.211e-010 2.393e-005 1.0000 -9.4934
KOH 1.425e-010 7.990e-006 1.0000 -9.8463
HSO4- 6.110e-011 5.929e-006 0.9300 -10.2454
HAsO3F- 4.750e-011 6.787e-006 0.9300 -10.3548
UO2CO3 2.643e-012 8.720e-007 1.0000 -11.5779
H4(H2SiO4)4---- 1.014e-012 3.856e-007 0.3112 -12.5009
HF2- 1.603e-013 6.251e-009 0.9300 -12.8265
Mg2OH+++ 1.442e-013 9.461e-009 0.5451 -13.1045
(UO2)2(CO3)(OH)3 8.059e-014 5.245e-008 0.9300 -13.1252
AsO3F-- 6.045e-014 8.576e-009 0.7471 -13.3452
UO2OH+ 5.791e-014 1.662e-008 0.9300 -13.2687
UO2SiO(OH)3+ 3.473e-014 1.268e-008 0.9300 -13.4908
H3AsO4 7.038e-016 9.986e-011 1.0000 -15.1526
UO2F+ 2.093e-016 6.047e-011 0.9300 -15.7108
UO2F2 1.467e-016 4.518e-011 1.0000 -15.8335
UO2++ 1.647e-017 4.445e-012 0.7515 -16.9074
Tabla 7. Estados de saturación mineral para el sitio Patria Nueva.
Los índices de saturación están expresados como log Q/K. El programa toma en
cuenta una amplia base de datos de especies minerales y presenta como
resultado los índices ordenados del más saturado al más subsaturado. Se resalta
en negritas las especies sobresaturadas, en equilibrio y subsaturadas importantes
de la cuenca San Marcos. Las especies minerales sobresaturadas de mayor a
menor son: uranofano, dolomita, cuarzo, calcita, y aragonita. Las especies
minerales subsaturadas de mayor a menor son: fluorita, uraninita y uranio amorfo
UO2 (am). Los valores de saturación de las especies minerales concuerdan con la
disolución de rocas riolitas (cuarzo), calizas (calcita, dolomita), en que se
esperaría de la cuenca San Marcos. Los índices de saturación bajos de la
Mineral saturation states
log Q/K log Q/K log Q/K log Q/K
--------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------
Uranophane 42.6888s/sat Forsterite -4.6180 MgSO4(c) -12.7648 Burkeite -26.8021
Antigorite 25.7434s/sat Artinite -4.9206 UO2SO4^3H2O -12.8894 MgCl2^H2O -28.1114
Tremolite 9.2072s/sat UO2(OH)2(c,bet) -5.2174 Na2SiO3 -13.1234 UO2(NO3)2^6H2O -28.9782
Talc 6.4238s/sat Monticellite -5.3832 Ca5Si6O17^11/2H2 -13.1393 UO2(NO3)2^3H2O -30.4750
Haiweeite 4.6121s/sat Epsomite -5.9305 Larnite -13.7627 UO2(NO3)2^2H2O -31.8046
Sepiolite 4.3636s/sat Hexahydrite -6.1672 Bloedite -14.3733 UO2(am) -32.3634
Chrysotile 2.2825s/sat Pentahydrite -6.5080 UO2SO4^H2O -14.4538 UO2Cl2(c) -32.5290
Dolomite-ord 1.8974s/sat Leonhardtite -6.8965 UO2F2(c) -14.6445 U3O8(c,alph) -32.9968
Dolomite 1.8974s/sat Rutherfordine -7.1185 Mercallite -14.9545 Chloromagnesite -33.8683
Anthophyllite 1.4102s/sat Kalicinite -7.1294 Antarcticite -15.1368 KMgCl3^2H2O -33.9128
Quartz 1.0769s/sat UO3(c,gamma) -7.1335 MgOHCl -15.3667 Ca3SiO5 -34.7253
Calcite 0.9161s/sat Kieserite -7.6332 UO2SO4(c) -15.4122 UO2(NO3)2(c) -36.2231
Tridymite 0.9111s/sat Mirabilite -7.8022 Kainite -15.5411 As2O5(c) -36.9959
Chalcedony 0.8057s/sat Gaylussite -7.9610 Rankinite -15.6068 Ca4Cl2(OH)6^13H2 -37.2343
Aragonite 0.7512s/sat Halite -8.1001 K2CO3^3/2H2O -15.6316 UOF2^H2O -39.0785
Cristobalite 0.5264s/sat K(UO2)(AsO4)(c) -8.1110 CaCl2^4H2O -15.9160 KMgCl3 -41.2190
Diopside 0.4765s/sat Pirssonite -8.1237 Bischofite -16.3932 Na4SiO4 -45.3130
Dolomite-dis 0.3530s/sat Portlandite -8.5120 Ca5Si6O17^3H2O -16.8535 Tachyhydrite -52.1965
Monohydrocalcite -0.0778 Ca(OH)2(c) -8.5120 Ca4Si3O10^3/2H2O -17.3517 UF4^5/2H2O -54.2543
Fluorite -0.2015 Thenardite -8.6576 Na2UO4(c) -17.7299 Na3UO4(c) -56.5697
Amrph^silica -0.2088 Sylvite -8.8653 Lime -18.6286 UF4(c) -58.3480
Magnesite -0.6475 Akermanite -9.6761 Merwinite -18.6689 K8H4(CO3)6^3H2O -59.5993
Enstatite -1.1658 Gummite -9.8505 UO2SO4^(3.5H2O) -18.8415 U(SO4)2(c) -62.0081
CaSi2O5^2H2O -1.7405 Arcanite -10.0019 UO2SO4^(2.5H2O) -18.8517 Na6Si2O7 -71.3474
Soddyite -2.2526 MHSH(Mg1.5) -10.2964 CaCl2^2H2O -19.1202 Claudetite -72.2653
Gypsum -2.4597 Ca3(AsO4)2(c) -10.5016 CaCl2^H2O -19.2550 Arsenolite -72.3957
Wollastonite -2.4808 Na2U2O7(c) -11.0445 MgCl2^4H2O -19.3215 Graphite -75.6505
Anhydrite -2.6378 KNaCO3^6H2O -11.0826 Weeksite -22.6641 U4O9(c) -81.0175
Huntite -2.7590 Hydromagnesite -11.1788 Hydrophilite -22.8427 Sklodowskite -91.6767
Pseudowollastoni -2.8717 Ca5Si6O17^21/2H2 -11.2818 Na3H(SO4)2 -23.0330 UCl4(c) -97.9865
Brucite -3.2134 Boltwood-Na -11.3839 Ca2Cl2(OH)2^H2O -23.2969 Misenite -99.0873
Bassanite -3.2667 Ca2SiO4^7/6H2O -11.6964 Ca3Si2O7^3H2O -23.8691 Sulfur-Rhmb -108.8000
Nesquehonite -3.3462 Na2Si2O5 -11.9320 Carnallite -24.2279 Realgar -182.6619
CaSO4^1/2H2O(bet -3.4353 Mg3(AsO4)2(c) -12.1568 MgCl2^2H2O -24.7588 U(c,alph) -206.8441
MgF2(c) -3.8219 Mg2Cl(OH)3^4H2O -12.2029 Ca6Si6O18^H2O -25.6725 Orpiment -469.1517
Ca2Si3O8^5/2H2O -3.9698 Ca2SiO4(gamma) -12.3017 Coffinite -26.0721 O-phth acid(c) -597.5038
Schoepite -4.5973 Boltwoodite -12.6867 Uraninite -26.7927
uraninita (-26.79) y uranio amorfo (-32.36) indican que están disueltas en el agua y
se pueden mover rápidamente en el acuífero.
Relaciones de actividad entre los isótopos de la serie del uranio
Las Tablas 8 presentan los resultados obtenidos para la concentración de actividad de los isótopos 234U, 238U, así como las relaciones entre las concentraciones de actividad de estos isótopos (RA), para las campañas de muestreo de Mayo y Noviembre 2009 y Abril 2010 en aguas de diferentes ambientes estudiados. Se presenta el contenido de 226Ra y 222Rn solo en algunas muestras (ver arriba).
Tabla 8. Actividades de los isotopos de la serie del uranio (U) y relaciones isotópicas RA en Noviembre 2009
Las diferencias de las concentraciones de actividad de los isótopos de la serie del 238U son probablemente debido a cambios en la química del agua o las interacciones roca-agua (Porcelli, Krishnaswami et al. 2008) ; (Porcelli and Swarzenski 2003). Por consiguiente, varias implicaciones de esta afirmación serán analizadas. Los resultados de estas evaluaciones proveen información del orden
Tabla 4. Actividades de los isótopos de la serie del Uranio (U) y Relaciones
isotópicas (RA) en (Noviembre, 2009).
Noviembre, 2009
No. Tipo 222
Rn 226
Ra 234
U 238
U 238
U 1/238
U 234
U/238
U 226
Ra/238
U 222
Rn/226
Ra
Bq/L Bq/L Bq/L Bq/L µg/L L/µg RA RA RA
4 R - - 0.034 0.026 2.1 0.47 1.3
6 R - - 0.032 0.017 1.4 0.71 1.9
9 P - - 0.020 0.018 1.5 0.68 1.1
10 ZN 17 - 0.080 0.022 1.8 0.56 3.6
11 ZS 21 - 0.26 0.082 6.7 0.15 3.2
12 ZS 6.4 0.031 0.27 0.015 1.2 0.83 18.0 2.1 208
13 ZN 14 - 0.13 0.055 4.4 0.23 2.3
14 ZN 28 0.024 0.22 0.086 0.14 7.0 2.6 0.28 1180
15 ZS 48 - 0.38 0.060 4.8 0.21 6.4
16 ZN 15 0.061 0.026 0.027 2.2 0.46 1.0 2.3 243
17 ZS 9 - 0.10 0.043 3.5 0.29 2.4
18 ZS 13 0.055 0.15 0.046 3.7 0.27 3.2 1.2 235
19 P - - 0.045 0.020 1.6 0.61 2.3
20 ZN - - 0.049 0.022 1.8 0.56 2.2
21 ZS 46 - - - - -
de magnitud de los parámetros que caracterizan el fenómeno de transporte de los isótopos de la serie del 238U en esta zona, de forma similar al depósito Peña Blanca.
Tabla 9. Actividades de los isótopos de la serie del Uranio y RA en Mayo 2009 y abril 2010.
El modelo conceptual describe que el agua superficial avanza rápidamente en corrientes intermitentes o efímeras en la primera sección de la cuenca, arrastrando uranio en el material suspendido hacia la presa y las zonas bajas. Este mecanismo fue responsable, en el periodo de desarrollo del valle aluvial, de la formación de alta concentración de uranio en áreas en estratos argílicos y fondos lacustres, corrientes abajo del acuífero.
La Fig. # muestra las relaciones de concentración de actividad de los isótopos 234U/238U respecto a su concentración de 238U en agua, dibujo tomado de datos de la Tabla #, tomando en cuenta los diferentes ambientes estudiados. En el texto siguiente, este parámetro será conocido como relación isotópica (234U/238U AR).
Tabla 5. Actividades de los isótopos de la serie del Uranio (U) y Relaciones
isotópicas (RA) en (Mayo, 2009; Abril, 2010).
Mayo, 2009 Abril, 2010
No. Tipo 222
Rn 234
U 238
U 238
U 1/238
U 234
U/238
U 222
Rn 226
Ra 234
U 238
U 238
U 1/238
U 234
U/238
U 226
Ra/238
U
222Rn/
226Ra
Bq/L Bq/L Bq/L µg/L L/µg RA Bq/L Bq/L Bq/L Bq/L µg/L L/µg RA RA RA
3 R 27 0.099 0.035 2.8 0.35 2.8
4 R 0.090 0.047 3.8 0.26 1.9
9 P 7.2 0.021 0.013 1.0 0.98 1.6 - - 0.055 0.02 1.6 0.61 2.8
10 ZN 71 - - - - - - 0.14 0.019 1.6 0.64 7.3
11 ZS 39 - 0.28 0.088 7.1 0.14 3.2
12 ZS 14 0.30 0.054 4.4 0.23 5.5 94 - 0.28 0.087 7.1 0.14 3.2
13 ZN 32 0.18 0.068 5.5 0.18 2.6
14 ZN 17 0.38 0.061 4.9 0.20 6.3 - 0.051 0.23 0.093 7.5 0.13 2.5 0.55
15 ZS 12 0.25 0.090 7.3 0.14 2.7 68 0.099 0.28 0.061 5.0 0.20 4.6 1.6 682
16 ZN 248 0.030 0.018 1.5 0.67 1.7 - 0.021 0.028 0.022 1.8 0.57 1.3 0.95
17 ZS 6.6 0.33 0.059 4.7 0.21 5.6 9 0.037 0.14 0.053 4.3 0.23 2.6 0.70 243
18 ZS 34 0.14 0.031 2.5 0.40 4.6 98 - - - -
19 P 17 - - - -
20 ZN - 0.057 0.039 3.2 0.31 1.5
21 ZS 8.7 0.21 0.051 4.1 0.24 4.1 43 - - - - -
Figura 17 . Diagrama de dispersión de los contenidos de uranio y las relaciones de actividad entre 234
U y 234
U en las muestras de agua de las áreas de San Marcos y El Torreón. ES significa
corrientes efímeras, UZ - zona no saturada, SZ - zona saturada, DW - agua de la presa. La línea
punteada señala los valores de la SZ, y la línea continua indica los valores de agua superficial y
UZ.
De acuerdo con (Osmond and Cowart 1992), el contenido de uranio en ríos, lagos
y agua subterránea se encuentra entre 0.1 y 10 μgL-1. Otros estudios muestran un
rango mayor que está entre >0.05 y 120 μgL-1 (Chabaux, Bourdon et al. 2008). En
estudios previos en el Estado de Chihuahua, se han reportado concentraciones de
uranio superiores de 22 μgL-1en el Río Chuviscar (Villalba, Colmenero Sujo et al.
2005). En el área de Peña Blanca, el agua subterránea en la región cercana al
yacimiento muestra concentraciones en el rango de 0.1 a 18200 μgL-1 (Goldstein,
Abdel-Fattah et al. 2010). En la región de San Marcos, un estudio previo muestra
valores de concentración de uranio superiores a 623 μgL-1 (Rentería Villalobos
2007). Los resultados del presente trabajo en San Marcos están entre 1.0 y 7.2
μgL-1. La Fig. 3 muestra que el contenido de uranio en la zona saturada (ZS) es
mayor que en la zona no saturada (UZ). Este fenómeno puede explicarse por
medio de la velocidad promedio del flujo de agua en la zona no saturada (UZ), que
es más de 20 veces mayor que en la zona saturada (SZ).
El valor más alto (7.2 μgL-1) en el agua subterránea del pozo 15 es comparable
con los valores (cerca de 5 a 10 μgL-1, respectivamente) reportados en el Rancho
Pozos y en el Rancho Peña Blanca, en (Goldstein, Abdel-Fattah et al. 2010).
Ambas aguas subterráneas, de Peña Blanca y del presente estudio, vienen del
acuífero Cuaternario Aluvial cuyo origen es, en el primer caso, de rocas riolíticas y
calizas, mientras que en el segundo caso son solo riolitas. El acuífero Cuaternario
Aluvial en la región de Yucca Mountain, Nevada (Paces, Ludwig et al. 2002)
presenta un rango de concentración de uranio empezando en valores mucho
menores. La diferencia entre la SZ de este estudio y la Qal de (Paces, Ludwig et
al. 2002) está en el nulo origen riolítico de rocas hospederas en el acuífero de
Nevada.
El agua en la corriente efímera (ES) está más concentrada en uranio en
temporadas de seca. Este comportamiento es probablemente debido a la gran
evaporación en este periodo. El agua de la presa y su galería muestra el contenido
más bajo de 238U. Esto se explica por la contribución del agua de lluvia alrededor
(no solo en dirección del depósito de uranio). Este resultado contrasta con el
presentado en (Montero Cabrera, Rentería Villalobos et al. 2007), donde la
concentración de 238U del agua de la presa es mucho mayor (7.7 Bq L-1). Una
explicación plausible para este contraste se atribuye a las fechas de muestreo
diferentes. El trabajo de (Montero Cabrera, Rentería Villalobos et al. 2007) se
refiere a las muestras tomadas al final de una gran sequía en el territorio de
Chihuahua donde el agua de la presa debió haber sido tanto usada como
evaporada a una gran extensión y el uranio se habría estado concentrando
después de la sequía y la temporada de seca. En relación a las aguas de la presa,
para el muestreo en Mayo 2009, había contenidos de 222Rn disuelto en agua. Un
comportamiento similar se refleja en el punto 3 de la ES. Estas concentraciones de 222Rn en aguas superficiales están justificadas solo por el flujo de agua de
manantial que se encuentra en estos cuerpos de agua.
Los llamados “diagramas de mezclado” entre 234U/238U AR y el recíproco de la
concentración de 238U han sido ampliamente empleados para caracterizar la
interacción roca-agua, la solubilidad del uranio y el transporte en aguas
subterráneas y superficiales (Dabous and Osmond 2001); (Goldstein, Luo et al.
2006); (Ku, Luo et al. 2009); (Luo, Ku et al. 2000); (Osmond and Cowart 1992);
(Osmond, Cowart et al. 1983); (Osmond, Kaufman et al. 1974); (Paces, Ludwig et
al. 2002). Por otra parte, los datos de fraccionamiento y desequilibrio total entre los
isótopos de la serie del uranio han sido también usados para estudiar las
interacciones roca-agua en ríos y estuarios (Chabaux, Riotte et al. 2003);
(Osmond and Ivanovich 1992). La Fig. 4 presenta el diagrama de mezclado con
valores extraídos de la Tabla 4-5 para los diferentes ambientes estudiados.
Figura 18.Diagrama de RA vs 1/238U. En las Tablas 4-5 y la Fig. 4 puede
observarse que la mayoría de los valores de 234U/238U AR están en el rango de
entre 1 y 8. Este intervalo es más amplio que el observado en el Nopal 1, Peña
Blanca (Pickett and Murphy 2002); (Ku, Luo et al. 2009); (Goldstein, Abdel-Fattah
et al. 2010) cuyos valores de AR no exceden de 6. Este intervalo es comparable
con el que presenta (Paces, Ludwig et al. 2002) en Yucca Mountain, Nevada. Sin
embargo, para las condiciones de agua subterránea en la zona aluvial, nuestro
rango de AR va de 2.35 a 6.40, con un valor atípico de 18 en una sola muestra en
el pozo más alejado a los depósitos de uranio. Los resultados de (Paces, Ludwig
et al. 2002) en la zona aluvial tienen un rango de 1.54 hasta 4.77.
4.5 Remoción de U por disolución en la zona no saturada
Una gran variabilidad puede observarse en las concentraciones de 238U en la zona
no saturada (UZ) que puede surgir de la filtración del agua de lluvia y su
interacción con las rocas en diferentes momentos. Esta variabilidad puede también
deberse a los puntos de recarga a diferentes distancias de cada noria, si esto es
explicado por la ecuación completa para la distribución en el agua subterránea de
cada isótopo i con su concentración molar a cualquier distancia x (Porcelli 2008).
Las concentraciones más altas de 238U en la UZ son observados en el pozo 14.
Este pozo muestra los valores más altos de Sólidos Disueltos Totales (SDT)
comparado con otros. Contaminación antropogénica fue observada durante el
muestreo, que pueden haber resultado de contaminación por nitratos de la zona
vadosa (Barcelona and Robbins 2003); (Ritter and Chirnside 1987). Los
compuestos orgánicos influyen en la movilidad y química del uranio en el ambiente
(Bednar, Medina et al. 2007).
El agua de las norias tienen relativamente altos niveles de 238U y un ligero aumento en el contenido de 234U (por lo tanto el crecimiento de la relación isotópica). Estas AR están relacionadas, de acuerdo al modelo de (Ku, Luo et al. 2009), con la intermitencia de la disolución de los átomos de 234U resultado del recoil y del daño a la celda cristalina debido a la desintegración alfa de los padres (el cual es resumido por la palabra “recoil”). Muchos autores han descrito estos procesos (Cherdyntsev 1971); (Fleischer 1980); (Kigoshi 1971); (Kolodny and Kaplan 1970); (Rosholt, Shields et al. 1963) y textos recientes han discutido su influencia en detectar valores altos de la 234U/238U AR (Andersen, Erel et al. 2009) . Valores reportados de 234U/238U en la UZ en el área de Yucca Mountain (Paces, Ludwig et al. 2002) fueron explicados por los mismos argumentos como los de (Ku, Luo et al. 2009).
En este estudio, el modelo de (Ku, Luo et al. 2009) ha sido aplicado a la UZ del área de San Marcos, representado en nuestro estudio por el agua de las norias. De acuerdo a este modelo, los valores del parámetro para la dependencia de AR vs. 1/238U en la UZ (rojo en Fig. 3 y 4) tiene el siguiente fundamento:
- Los radionúclidos de uranio están disueltos en agua como iones uranilo libres, en forma de complejos o en forma coloidal (Ku, Luo et al. 2009); (Porcelli and Swarzenski 2003). En el presente modelo están representados como isótopos de uranio disueltos (junto con los coloides) porque no fueron separados después del muestreo.
- Hay también radioisótopos dentro de la roca o adsorbidos en su superficie.
- La distribución en ambientes diferentes es estacionaria.
- 234U y 238U son liberados por disolución de la roca, decaimiento isotópico en agua y por recoil (para 234U) a una velocidad Pisot, con una cinética de primer orden.
(Krishnaswami et al., 1982) asumen que el factor de retraso Rf de los isótopos radiactivos en agua puede aproximarse por medio de la expresión:
)/(1 21 isotf kkR (1)
Donde k1, k2 y λisot son las constantes de adsorción, desorción y decaimiento (en año-1) del radionúclido dado, respectivamente. Si Isot significa la concentración en agua de un isótopo dado, su transporte es retrasado por procesos como decaimiento-adsorción-precipitación con una velocidad dada por λisotRfIisot. (Ku et al., 2009) sugiere que la rapidez del cambio de Isot puede describirse por
isotfisotisotisot IRP
dt
dI (2)
Considerando la concentración de actividad como Aisot = λisotIisot y el tiempo de
interacción roca-agua como , la solución de (2) es:
f
R
isot
isot
R
e
P
A wfisot )1(
(3)
Por lo tanto, la siguiente tarea consiste en obtener las velocidades de disolución y extracción por recoil de 234U en agua y el tiempo de interacción en agua, donde estos dos últimos parámetros son específicos del elemento (uranio). Para un isótopo dado, el subíndice “isot” será cambiado por su número de masa.
Sabiendo que λ238= 1.55 X 10-10 año-1 para 238U, el producto λ238Rfτw<< 1. La ecuación (3) se simplifica para 238U en
dUwPA 238238 (4)
A238 es la concentración de actividad del 238U; PdU es la rapidez de disolución del uranio (para cualquier isótopo).
La ecuación (3) puede transformarse usando el modelo de (Ku, Luo et al. 2009) para la concentración de actividad del 234U llamada A234 en periodos secos (y en zonas semi-áridas). Como λ234= 2.83 x 10-6 año-1, para 234U también se mantiene que el producto λ234Rfτw<< 1. (Ku, Luo et al. 2009) consideran que τ0 es el tiempo en que no llueve y la extracción del isótopo por el agua no ocurre, pero el 234U se acumula en el interior de la roca o en su superficie, como resultado del recoil. El parámetro τ0 es el tiempo efectivo de no tránsito de agua a lo largo de la roca. Entonces,
2342340234234 PPA wr (5)
Donde Pr es la velocidad de liberación de 234U por recoil y P234= Pr+PdU es la suma de la velocidad de aporte por recoil y disolución de uranio en temporada lluviosa.
Después de dividir la ecuación (4) por la (5), se obtiene:
bA
m
A
A
238238
234 (6)
rPm 0234
(Pendiente con respecto a 1/A234 abscisa) (6a)
1)/( 238234 dUr PPb (6b)
Considerando los valores de m y b de la Fig. 4, con las expresiones 6a y b, se estiman Pr y PdU. Los resultados se presentan en la Tabla 6, que contienen
además algunos resultados de (Ku, Luo et al. 2009) y aquellos que se derivan de la Fig. 4. Nótese que los valores de Pr y PdU aparecen en los dos últimos renglones multiplicados por las constantes de decaimiento λ234 = 2.83 x 10-6 año-1 y λ238 = 1.55 x 10-10 año-1 respectivamente (para compararlos con los resultados obtenidos por (Ku, Luo et al. 2009)).
Tabla 10. Comparativo de lós parâmetros de água en La zona no saturada (ZN) entre El área de San Marcos y El depósito Nopal 1 extraído de (Ku, Luo et al., 2009).
Al proponerse un valor de τ0 = 0.1 año para el área de San Marcos (tiempo promedio entre eventos de lluvia en temporada seca, deducido de datos usados para obtener una idea en forma gráfica en el área de estudio (número de días lluviosos y lluvia (mm) en la ciudad de Chihuahua de Enero 2006 a Abril 2011. Los valores de velocidad estimados de son Pr= 21.9 dpm L-1 año-1 y Pd U = 99 dpm L-1 año-1. Haciendo τ0 = 0.05 año (tiempo promedio entre eventos de lluvia en la temporada húmeda), las estimaciones son Pr= 43.8 dpm L-1 año-1, y Pd U = 199 dpm L-1 año-1. Los valores de los parámetros de la línea recta tienen el mismo
Parámetro
ZN, frente del
socavón,
Nopal 1
(temporada
estiaje)
Ku 2009
ZN, atrás del
socavón,
Nopal 1
(temporada
húmeda)
Ku 2009
ZN San Marcos
(temporada
húmeda)
ZN San Marcos
(temporada
estiaje)
m g L -1
1.27 0.080 2.96 2.96
m dpm L -1
0.94 0.059 2.19 2.19
m Bq L -1
0.016 0.0098 0.0365 0.0365
b-intercepto 0.9 4.42 1.22 1.22
τ0 (años) 0.05 0.02 0.05 0.1
Pr(átomo s-1
L-1
) 1.13 x105 6.9x10
4 2.58x10
5 1.29x10
5
Pd(átomo s-1
L-1
) > 1.13x105 3.69x10
8 2.14x10
10 1.07x10
10
Pr dpm L-1 y-1 47 1.2 43.8 21.9
Pd dpm L-1 y-1 > 47 0.35 199 99
orden de magnitud que los obtenidos en el Nopal 1 en la parte de delante del depósito, y los valores de Pr y PdU son comparables a la parte de delante del depósito Nopal 1.
Conociendo Pd, el tiempo de interacción roca-agua puede ser estimado por
,/ dUw PU (7)
Donde los paréntesis significan concentración atómica promedio.
De los resultados presentados en las Tablas 4-5, los valores máximo (0.093 Bq / L
= 7.5 g / L = 1.89 x 1016 L-1), promedio (0.044 Bq / L = 3.6 g / L = 8.94 x 1015 L-1)
y mínimo (0.018 Bq / L = 1.5 g / L = 3.66 x 1015 L-1) de la actividad del 238U en norias son obtenidos. Los tiempos de interacción correspondientes son, para la temporada húmeda igual a 2, 4.8 y 10 días, y para la temporada seca 4, 10 y 20 días, respectivamente. Ku et al., (2009) han estimado un tiempo de tránsito del agua de infiltración de 6-29 días, pero Goldstein et al. (2010) mencionaron solo 0.5
días para la solución de 1g/L en la parte de atrás del socavón del Nopal 1. El valor de 0.5 días está basado en una medición directa (Dobson, Ghezzehei et al. 2012) y corresponde a un flujo fracturado en la parte de atrás del socavón. El tiempo de tránsito puede llegar hasta 6 meses para el frente del socavón (donde hay más evaporación). El flujo en rocas fracturadas probablemente ocurrió en San Marcos en sitios localizados aguas arriba de la Presa San Marcos, y no hay sido instaladas norias en esta área. Los valores de interacción en San Marcos y Nopal 1 son similares, aunque los datos de UZ en este estudio son obtenidos de norias, y no hay diferencias significativas entre las temporadas húmeda y seca. Al comparar resultados de los parámetros de disolución y transporte de agua en la zona no saturada (UZ) en San Marcos de este trabajo y el reportado de Nopal 1 por Ku et al., (2009), debería notarse que la mayor parte de la UZ en la cuenca de San Marcos está arriba de la capa de sedimento impermeable (ver el modelo conceptual y la Fig. 2). Es más, la matriz Nopal 1, compuesta de toba de ceniza volcánica, tiene una porosidad que abarca de 0.12 a 0.22 (Dobson, Fayek et al. 2008) que depende de la profundidad en la zona del referido experimento de Ku et al., (2009), una porosidad menor que los sedimentos aluviales del área de San Marcos.
4.6 Cálculos para la zona saturada (SZ) y la zona no saturada (UZ)
Al estudiar las actividades de los isótopos de la serie del uranio y sus relaciones isotópicas, los parámetros de precipitación-adsorción y transporte de estos isótopos en acuíferos (SZ) han sido estimados (Kaufman, Rydell et al. 1969; Hussain and Krishnaswami 1980; Krishnaswami, Graustein et al. 1982; Osmond, Cowart et al. 1983; Ivanovich and Harmon 1992; Kronfeld, Weinberger et al. 1992; Yanase, Payne et al. 1995; Luo, Ku et al. 2000; Tricca, Porcelli et al. 2000; Paces, Ludwig et al. 2002; Porcelli and Swarzenski 2003; Minster, Ilani et al. 2004;
Bonotto 2006; Outola, Nour et al. 2008; Porcelli 2008; Reyes and Marques 2008; Ku, Luo et al. 2009; Pekala, Kramers et al. 2010). Estos parámetros son importantes para conocer la (in)movilidad en el ambiente, y el acceso a la población en general de los radioisótopos que potencialmente se encontrarían en un sitio para desechos radiactivos de alto nivel. En el presente estudio, hemos adaptado modelos planeados para estimar el orden de magnitud de los parámetros de transporte de los isótopos 226Ra, 234U y 238U en el área de San Marcos.
En esta sección, las ecuaciones extraídas del modelo presentado por (Krishnaswami, Graustein et al. 1982); (Luo, Ku et al. 2000) serán derivadas. Su modelo está basado en las características de los isótopos de la serie del uranio para obtener los parámetros Rf, Pr y Pd para diferentes elementos o isótopos en la SZ.
La ecuación general de (Luo, Ku et al. 2000) toma en cuenta la advección, disolución, recoil y retraso tanto del núcleo padre como del hijo para describir la distribución del isótopo estacionario en el agua de la zona saturada (SZ).
isotisotfisotpppfisotrdisot ARIkARPPQ (8)
Aquí los subíndices “isot” y “p” representan el núcleo del hijo y el padre, respectivamente. El término de advección, Qisot puede ser insignificante en el caso de un flujo estacionario en un acuífero de matriz homogénea. (Luo et al., 2000) también asume que en el caso de los isótopos de semi-vida corta las velocidades de precipitación kp y disolución Pd pueden ser despreciables también. Todas estas consideraciones conducen a la ecuación (5) en (Luo et al., 2000):
isotisotfppfisotr ARARP (9)
La ecuación (9), en el caso del 234U no participa, porque su abuelo y padre, después del decaimiento alfa del 238U, son radionúclidos beta-activos de vida-corta. Los procesos de transporte, recoil, disolución, precipitación de los núclidos beta pueden despreciarse en este modelo. La producción de 234U por recoil viene de su abuelo 234Th, hijo-alfa del 238U. Entonces, para los isótopos del uranio, la ecuación es:
234234238238234 ARARP ffr (10)
Partiendo de la ecuación (10), la serie de decaimiento-alfa hasta la producción de 222Rn conduce al siguiente sistema de ecuaciones:
230230234234230 ARARP ffr (11)
……..……..……………………………
222222226226222 ARARP ffr (12)
____________________________________________________________
222222222226230238238234 ARPPPARP frrrfr (13)
Debido a su carácter de gas noble, el 222Rn no es sujeto a adsorción o desorción, así que Rf 222 = 1. (Krishnaswami, Graustein et al. 1982; Luo, Ku et al. 2000; Ku, Luo et al. 2009) y otros han aceptado que la rapidez de aporte por recoil Pr de cualquier producto del decaimiento alfa en la serie del 238U es igual a Pr (
222Rn), con un factor dentro de dos. (Porcelli 2008) ha mencionado las posibles excepciones de esta consideración, pero también ha sugerido que la acepta. Entonces, la ecuación (13) puede ser aproximada para el aporte
2222382382224 AARP fr (14)
Los valores obtenidos en (Luo, Ku et al. 2000) para la relación Pr 222 / A222 son del orden de 0.1-1. Si el primer valor de esta proporción es substituido en la ecuación (14), y considerando que estamos obteniendo un estimado de diferentes parámetros para el caso específico del isótopo 238U, puede esperarse que
238222238 / AAR f (15)
Para llevar a cabo más estimaciones, como el tiempo de interacción roca-agua , y la velocidad de disolución Pd para los isótopos 238U y 226Ra, es necesario hacer otras aproximaciones.
Teniendo en mente que la advección es despreciable, y que para el 238U no hay ni término para recoil ni para el padre, la ecuación (8) se convierte en
238238238 ARP fd (16)
Substituyendo (15) en (16) resulta que
222238 APd (17)
(Luo, Ku et al. 2000) han obtenido en sus estudios que los valores de la relación Pr222 / A (222Rn) están en el rango de 0.1 a 1. Substituyendo de nuevo el valor de 0.1 en (12) se deduce que el orden de magnitud de Rf226 puede calcularse por
226222226 /9.0 AAR f (18)
Las mismas fórmulas se usan para la zona saturada y no saturada. Aplicando las expresiones (7, 15, 17 y 18) a los resultados de las Tablas #, se han obtenido los valores , Rf238, Pd238 y Rf226 de las Tablas
La evaluación de Pd238 ha producido valores en el área de San Marcos desde 3.1 × 106 hasta 4.7 × 107 átomos L-1s-1. Este intervalo coincide prácticamente con el reportado en (Luo, Ku et al. 2000).
Tabla 7. Valores del modelo de los factores de retraso Rf238 y Rf226, tiempo de
interacción roca-agua tw, y rapidez de disolución del 238U, Pd238, para muestras de
agua de Noviembre 2009.
Noviembre, 2009
No. Tipo Rf238 tw Rf226 Pd238 Pd238
(102) (y) (10
2) Bq/L átomos s
-1 L
-1(10
6)
10 ZN 7.9 - - - -
11 ZS 2.6 52 - 21 10
12 ZS 4.3 32 1.9 6.4 3.1
13 ZN 2.5 - - - -
14 ZN 3.3 - 11 - -
15 ZS 7.9 17 - 48 23
16 ZN 5.5 - 2.2 - -
17 ZS 2.1 65 - 9 4.3
18 ZS 2.8 48 2.1 13 6.2
21 ZS - - - 46 22
Los resultados presentados en las Tablas 7-8 explican por qué los valores de AR son superiores en la zona saturada (SZ) que en la no saturada (UZ). Es importante notar que los valores de Pd238 en la UZ son aproximadamente 500 veces mayores que en la SZ. De acuerdo con (Tricca, Porcelli et al. 2000), los valores de AR dependen inversamente de velocidad de intemperismo del 238U. Además, (Tricca, Porcelli et al. 2000) sugieren que aquellos valores reportados por ejemplo en (Osmond and Cowart 1992) también están justificados asumiendo la presencia de altas concentraciones de uranio en las rocas del acuífero. Los valores relativamente altos de AR en la SZ de San Marcos se explican sabiendo que el aluvión está formado de rocas riolíticas y está cerca de un yacimiento de uranio, así como observando bajas velocidades de intemperismo del 238U en la SZ. Es más, (Tricca, Porcelli et al. 2000; Porcelli 2008) señalan que el 234U suele estar más oxidado que el 238U en el mismo ambiente, debido a la extracción electrónica durante el decaimiento-α del 238U (Rosholt, Shields et al. 1963) o a un aumento de la carga positiva durante los decaimientos-β de los padres 234Th y 234Pa (Kolodny and Kaplan 1970). Otros autores han explicado los valores altos de AR para granito considerando el diferencial en las velocidades de intemperismo y
Tabla 8. Valores del modelo de los factores de retraso Rf238 y Rf226, tiempo de
interacción roca-agua tw, y rapidez de disolución del 238U, Pd238, para muestras de
agua de Mayo 2009 y Abril 2010.
Mayo, 2009 Abril, 2010
No. Tipo Rf238 tw Pd238 Pd238 Rf238 tw Rf226 Pd238 Pd238
(102) (y) Bq/L átomos s
-1 L
-1(10
6) (10
2) (y) (10
2) Bq/L átomos s
-1 L
-1(10
6)
11 ZS 4.5 30 - 39 1.9
12 ZS 2.6 52 14 6.66 11 13 - 94 4.5
13 ZN 4.8
14 ZN 2.8
15 ZS 1.4 98 12 5.90 11 12 6.1 68 3.2
16 ZN 140
17 ZS 1.1 120 6.6 3.14 1.7 80 2.2 9 0.43
18 ZS 11 12 34 16.3 - - - 98 4.7
21 ZS 1.70 80 8.7 4.13 - - - 43 2.1
disolución del 234U, debido a la localización del daño por un decaimiento- α previo en un sitio de la celda cristalina (Andersen, Erel et al. 2009).
Si el valor atípico de AR=18 en el punto de muestreo 12 no es considerado, la dispersión de valores de AR presentados en las Tablas 4-5 en la zona saturada (SZ) de San Marcos, es debida a la mezcla del agua subterránea con el flujo de agua de baja concentración de uranio (diluida) que viene del norte (Rentería Villalobos 2007).
Las determinaciones de las relaciones de actividad de 226Ra/238U son escasas en el presente estudio, pero sus valores permiten observar el comportamiento de la noria No. 14. Esta noria consistentemente tuvo actividad del 226Ra menor que la actividad del 238U. Este comportamiento se explica por la alta contaminación antropogénica que contribuye a la disolución del uranio y la precipitación del radio.
Otros resultados presentados en las Tablas 7-8 permiten la comparación del ambiente de San Marcos con la descripción del depósito de uranio Nopal 1. Los factores de retraso en el área de San Marcos son Rf238 ≈ 250-14000 para la zona no saturada (UZ) y ≈ 110-1100 para la zona saturada (SZ). Estos valores son cercanos a los reportados en el depósito Nopal 1. Valores de Rf226 ≈ 190 - 610 para la zona saturada (SZ) y hasta 1100 para la zona no saturada (UZ) fueron obtenidos en el área de San Marcos, mientras que (Goldstein, Abdel-Fattah et al. 2010) reportaron un intervalo más grande en la zona saturada (SZ), aunque con el mismo orden de magnitud. Los valores de Rf226 reportados por (Krishnaswami, Graustein et al. 1982) son más bajos que los obtenidos en este trabajo. Teniendo en cuenta las aproximaciones hechas aquí, los valores de San Marcos deberían considerarse como valores límites superiores para factores de retraso de radio.
Conclusiones
La modelación de transporte reactivo (GWB) en el agua de SM confirma:
Que la concentración de uranio disuelto depende linealmente de los contenidos de
HCO3-.
La uraninita amorfa se halla en la superficie de los granos y el agua oxidante la
disuelve para formar uranofano.
Para el pH del agua subterránea, los minerales tipo calcita y dolomita proveen
suficientes carbonatos para que el uranio esté disuelto formando complejos
carbonatados.
Los resultados de la modelación con GWB confirman la propuesta del modelo
conceptual hidrogeoquímico de San Marcos (Reyes-Cortés, Fuentes-Cobas et al.
2010). Dependiendo del índice saturación encontramos en la cuenca de San
Marcos que el uranofano precipita los minerales fluorita, calcita, yeso, cuarzo,
aragonita, dolomita, anhidrita están saturados y tienden al equilibrio y la uraninita
se disuelve cuando las condiciones de pH, potencial redox y de concentración de
bicarbonatos permite la formación de complejos hexavalentes. Se forman
complejos de carbonatos de uranilo, que muy probablemente estén atrapándose
en los lentes arcillosos. La disolución de calizas por el agua carbónica genera
carbonatos en el agua, sin embargo no es en general una cuenca altamente
mineralizada. Los complejos de uranio se mueven por su alta solubilidad sobre
todo en época de lluvia donde la velocidad del agua en el acuífero aumenta. Es
muy probable que el uranio amorfo controle en San Marcos la concentración de
uranio por su solubilidad mayor que la uraninita lo que le permite formar complejos
con los bicarbonatos.
Los valores de sólidos disueltos totales (SDT) en agua subterránea, sin importar la
estación, permanecen constantes. Esto se atribuye al aumento en el tiempo de
residencia del agua subterránea, que permite la disolución de minerales de los
suelos y las rocas.
La concentración de uranio en agua de la zona saturada de San Marcos está entre
1.0-7.2 μgL-1. Los contenidos de uranio en la zona saturada son más altos que en
la zona no saturada, porque la velocidad promedio de la velocidad del agua en la
zona no saturada es más de 30 veces mayor que en la zona saturada. El tiempo
de interacción roca-agua en la zona no saturada está estimado entre 2 y 20 días,
el mismo orden de magnitud del yacimiento de uranio Nopal 1, mientras que para
la zona saturada está entre 12 y 120 años. Las relaciones isotópicas 234U/238U-
AR medidas en el área de San Marcos son cercanas a las del depósito uranífero
Nopal 1.
Los valores de velocidad de retroceso Pr y disolución Pd en la zona no saturada
son del mismo orden de magnitud en San Marcos que los determinados atrás del
socavón en el depósito Nopal 1 en Peña Blanca.
Los valores modelados obtenidos para velocidades de disolución de 238U y los
factores de retraso para el transporte de 238U y 226Ra son del mismo orden de
magnitud que aquellos reportados para el depósito de uranio Nopal 1 en Peña
Blanca. Como promedio, el transporte de uranio es 100 a 1000 veces más lento
que la velocidad del flujo de agua.
Todos los resultados reportados aquí sugieren que el transporte de los isótopos de
la serie del uranio en el área de San Marcos concuerdan, en orden de magnitud,
con los valores reportados en el Nopal 1 en Peña Blanca, y que estos pueden ser
considerados como una buena evaluación del transporte de radiactividad en
ambientes áridos, como el sitio Yucca Mountain proyectado para repositorio de
desechos nucleares.
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