Introducción

El ²²²Rn es un gas natural radioactivo, perteneciente al grupo de los gases nobles, que puede ser encontrado en el suelo, las rocas, el agua y el aire. Es uno de los productos de la serie radioactiva del ²³⁸U, el cual es un elemento que está presente en rocas de origen volcánico, y que al meteorizarse generan radón en distintas concentraciones (Jofré, 2011; Iglesias & Taboada, 2014; Moreno et al., 2014). El ²²²Rn posee una vida media de 3,82 días, lo cual provoca una intensa y continua radiación natural, emitiendo partículas alfa (α) que decaen a ²¹⁸Po y finalmente a ²⁰⁶Pb (Iglesias & Taboada, 2014; Moreno et al., 2014). Los átomos del radón generados dentro de los granos minerales, pueden difundirse en la zona instaurada del suelo y eventualmente alcanzar un estado de equilibrio termodinámico; para finalmente disolverse en la fase acuosa (Prasad et al., 2009; Jofré, 2011; Barbosa et al., 2015). Al ser soluble, se puede incorporar en los flujos de aguas subterráneas, superficiales e inclusive puede estar presente en las redes de distribución de agua potable. Con respecto al agua subterránea, la cantidad de radón disuelto depende de las características hidráulicas del acuífero, como por ejemplo el tiempo de residencia (Moreno et al., 2014; Barbosa et al., 2015).

Los efectos del ²²²Rn en la salud, se observaron por primera vez en la década de 1960, cuando se determinó la correlación entre el padecimiento de cáncer de pulmón con la exposición de los trabajadores en las minas de uranio (Prasad et al., 2009). Por el riesgo que presenta para la salud humana la inhalación de aire con concentraciones elevadas de ²²²Rn, ha sido ampliamente monitoreado principalmente en aguas subterráneas (Cuadro 1). La mayor parte del ²²²Rn inhalado se exhala, pero algunos productos del decaimiento radiactivo ⁽²¹⁸Po, ²¹⁴Po) se depositan en los pulmones, provocando la exposición de las células a la radiación α (Iglesias & Taboada, 2014). Estudios recientes han demostrado la correlación entre el cáncer pulmonar y la exposición a altas concentraciones de ²²²Rn (Hahn et al., 2015). Según la Agencia de Protección Ambiental de los Estados Unidos (US EPA, por sus siglas inglés), cerca del 10% de las muertes producidas por cáncer de pulmón en Estados Unidos se atribuyen a este gas noble (Iglesias & Taboada, 2014; Hahn et al., 2015). El límite máximo sugerido por la US EPA es de 11,1 Bq/L para ²²²Rn en agua y 250 Bq/m³ en aire. Por su parte, la Organización Mundial de la Salud (WHO, 2011) recomienda 300 Bq/m³ en aire. Costa Rica no posee actualmente un reglamento para sustancias radioactivas de origen natural.

²²² RN Asociado al vulgarismo

El 222Rn se considera un trazador útil de la actividad volcánica debido a su naturaleza de gas noble y su capacidad para ser transportado desde la profundidad de formaciones geológicas (p. ej. por gases portadores, tales como CO₂), sin ser alterado químicamente, donde las anomalías positivas o picos en la emisión de radón se han asociado con cambios en la actividad volcánica o estado de estrés del volcán (Neri et al., 2006) y eventos sísmicos (Koike et al., 2014). Los ambientes volcánicos son complejos y, en mayor medida, suelen estar asociados a sistemas de flujo a lo largo de fallas (Barbosa et al., 2015). La actividad del ²²²Rn es variable, por lo que las concentraciones generalmente son el resultado de diferentes tipos de deformación del edificio volcánico, incluyendo la inflación/deflación, la inestabilidad de los flancos y el fallamiento asociado con la abertura de fisuras eruptivas. Por ejemplo, los mecanismos de deformación se activan generalmente por una nueva fuente de magma en niveles sub-volcánicos, intrusiones de diques de poca profundidad y las inyecciones de fluidos hidrotermales dentro del edificio volcánico (Neri et al., 2006).

Por otro lado, Oyarzún et al. (2013) realizó estudios en las formaciones volcánicas de la cuenca del río Limarí en Chile. Según este estudio, la medición de la actividad de ²²²Rn en agua es útil para establecer el tipo de interacción entre las aguas superficiales y las aguas subterráneas poco profundas. A pesar del carácter calco-alcalino de las rocas volcánicas chilenas (es decir, con contenido de uranio intermedio), fue posible establecer los valores distintivos de las aguas superficiales y las aguas subterráneas en un rango entre 1400 y 11000 Bq/L (Oyarzún et al., 2013). Según Oyarzún et al. (2013), otras regiones del mundo (p. ej. el centro de la península Ibérica, el macizo Central en Francia o en el macizo de Bohemia en Alemania), con mayor porcentaje de rocas magmáticas alcalinas, pueden presentar concentraciones mayores de ²²²Rn, lo cual beneficiaría la utilización de esta técnica en estudios de conectividad hidrogeológica.

El presente análisis presenta la primera evaluación espacial de la concentración de ²²²Rn en el sistema de los acuíferos Barva y Colima Superior en el Valle Central de Costa Rica. Debido a la importancia de esta región como una de las principales zonas de recarga y abastecimiento de agua potable para la población del Valle Central de Costa Rica, es indispensable mantener un registro continuo de las concentraciones de ²²²Rn en las fuentes de agua subterráneas. Los datos generados conformarán la línea base para futuras investigaciones hidrogeológicas, además de proveer niveles de referencia como insumo para la generación de regulación nacional relacionada con niveles de sustancias radioactivas naturales en agua y aire.

Generalidades del vulcanismo en Costa Rica

Costa Rica es parte del Cinturón de Fuego del Pacífico, ubicado en el extremo sur de la Fosa Centroamericana al oeste de la placa del Caribe; entre el océano Pacífico y el mar Caribe. Ahí se presenta un límite destructivo donde la placa de Coco se subduce bajo la placa Caribe. Este proceso de subducción generó una actividad volcánica que dio origen a la Cordillera Volcánica Central, siendo uno de ellos el volcán Barva (Brenes, 2003). Esta formación presenta múltiples conos volcánicos, constituidos por rocas piroclásticas (p. ej. cenizas, bombas, brechas, entre otras), lavas, depósitos laháricos y fluvio-lacustres locales. En Costa Rica, se han reconocido unos 400 focos volcánicos (entre activos, dormidos y extintos), de los cuales solamente unos 20 poseen formas juveniles. De ellos, los volcanes Rincón de la Vieja, Arenal, Poás, Irazú y Turrialba han mostrado periodos de actividad eruptiva en los últimos 400 años. Algunos de ellos manifiestan cierta actividad residual (p. ej. solfataras, hornillas, aguas termales, microtemblores) y morfologías recientes, que no les permite recibir aún el calificativo de extintos (Alvarado, 2009).

Historia eruptiva del volcán Barva

El macizo volcánico del Barva se ubica a 22 km al norte de San José y tiene una altitud de 2906 m. Es un escudo andesítico-basaltico complejo con una docena de focos eruptivos en su cima y varios conos secundarios en sus laderas. El área aproximada del macizo se extiende hasta los 1500 km²; es el volcán de América Central más grande en cuanto a su extensión (Alvarado, 2009). Según Alvarado y Gans (2012), la colada de lava más antigua del Barva corresponde a 1,2 Ma, de acuerdo a dataciones de Kr/Ar. El volcán Barva es el único de los cuatro grandes volcanes del Valle Central que no ha presentado actividad eruptiva en los últimos 500 años (Alvarado, 2009). Estudios recientes, según Arredondo y Soto (2006), demuestran que la actividad del Barva en los últimos 13 000 años es muy exigua. Según un estudio realizado por Brenes (2003), la clasificación de las lavas del volcán Barva varía entre basaltos con contenido medio y alto de potasio, hasta dacitas con contenido alto de potasio.

El área del volcán Barva está delimitada al N, NO, y SE por tres fallas. Dos de ellas están orientadas al SO-NE. Una atraviesa el cauce del río Poás, mientras que una segunda discurre a lo largo del río Ciruelas, presentando sismicidad (Protti, 1986). La tercera falla orientada hacia el NNO-SSE. Estas fallas se caracterizan por una fuerte expresión morfológica y por tener un registro de actividad sísmica en años (Brenes, 2003). Regionalmente, Montero (2000) define la falla de Alajuela como una estructura tectónica de gran importancia en el Valle Central de Costa Rica, la cual atraviesa el flanco sur del macizo del volcán Barva.

Área de estudio

El sistema de acuíferos Barva y Colima Superior se encuentra ubicado entre las provincias de Heredia, San José y Alajuela, al SO del Parque Nacional Braulio Carrillo (Castro et al., 2011) y al NO de la cuenca del río Virilla, presentando una altitud que puede ir desde los 800 m hasta los 2906 m (Reynolds & Fraile, 2009), con un área superficial estimada de 275 km² (Figura 1). Esta región presenta dos épocas climáticas: época seca (diciembre-abril) y época lluviosa (mayo-noviembre), entre junio y julio se presenta una disminución de la precipitación producto del desplazamiento norte de la Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ, por sus siglas en inglés), periodo denominado 'veranillo' o Mid-Summer Drought (Magaña et al., 1999). La precipitación media anual en el macizo del volcán Barva puede variar desde 1800 mm hasta 3500 mm (Ramírez R. , 2007).

El sistema del acuífero Barva está formado por cuatro miembros hidrológicamente bien diferenciables: Miembro Bermúdez, constituido por lavas andesíticas fracturadas; Miembro Porrosatí y Carbonal, formado por arenas volcánicas gruesas y tobas arcillosas meteorizadas; Miembro Los Ángeles y Los Bambinos que comprende coladas de lava superiores y por último Miembro Cráter, el cual está constituido por piroclastos recientes (Ramírez & Alfaro, 2002). En cuanto a las características hidráulicas de la zona, ésta presenta un tipo de litología de coladas de lavas y tobas de aparente moderada conductividad, variando entre 1 y 10 m/d, un espesor saturado de 50-100 m en promedio, una transmisividad de 100-500 m²/día, un coeficiente de almacenamiento de 0,1 (Ramírez & Alfaro, 2002). Además del acuífero Barva, el área de estudio también abarca la Formación Colima, la cual incluye tres miembros: Miembro Belén, formado por varias coladas de lava andesíticas, separadas por mantos de toba lítica; Miembro Puente Mulas, constituido por tobas e ignimbritas con estructuras columnares; Miembro Linda Vista, formado por dos capas lávicas de composición andesíticas, con textura brechosa o masiva fracturada (Ramírez, 2007). El acuífero Colima Superior se recarga desde el acuífero Barva a través de las tobas de la unidad conocida como Formación Tiribí y desde el acuífero de La Libertad por percolación vertical (Arias-Salguero et al., 2006). Las características hidráulicas que presenta esta formación son: litología de lavas fracturadas e intercaladas con capas piroclásticas: tipo acuífero o acuicierre, un espesor saturado mayor a 100 m, una transmisividad de 500 m²/día o mayores a 5000 m²/día, un coeficiente de almacenamiento de 1,5x10^-3 a 0,1 y una producción de pozo de 50-100 L/s o mayores (Ramírez & Alfaro, 2002).

Materiales y métodos

Análisis físico-químicos

El muestreo consistió en la recolección de 40 muestras de agua, incluyendo aguas subterráneas (i.e. manantiales y pozos, N= 32), aguas superficiales (N=3) y muestras en la red de abastecimiento de agua potable (N=5), cuya administración es realizada mayoritariamente por la Empresa de Servicios Públicos de Heredia (ESPH, S.A.). El muestreo se realizó durante los meses de agosto, setiembre y octubre de 2015. En cada punto de muestreo se recolectó una muestra en botella de vidrio de 250 mL para el análisis de ²²²Rn y otra en un vial de vidrio de 16 mL para el análisis de δ²H y δ¹⁸O. Las botellas y viales se llenaron completamente bajo el agua (i.e. evitando el contacto con la atmósfera) y cerrados herméticamente en el sitio sin presencia de burbujas de aire (Figura 2). Se determinaron in situ los siguientes parámetros: temperatura (°C), conductividad eléctrica (CE, μS/cm), sólidos disueltos totales (SDT, mg/L), pH y potencial de óxido-reducción (ORP, mV). La determinación de temperatura, conductividad eléctrica y sólidos disueltos totales se realizó mediante un equipo portátil marca HANNA, serie HI98311; mientras que el pH y el ORP se determinaron mediante un equipo portátil marca HANNA, serie HI98121.

El análisis isotópico (δ¹⁸O) se realizó utilizando un espectrómetro láser mediante la técnica de Cavity Ring Down Spectroscopy (CRDS, por sus siglas en inglés), modelo L2120-i (Picarro, USA). Los estándares secundarios empleados fueron: Moscow Tap Water, MTW (δ²H= −131,4 ‰, δ¹⁸O= −17,0 ‰), Deep Ocean Water, DOW (δ²H = −1,7 ‰, δ¹⁸O = −0,2 ‰), y Commercial Bottled Water, CAS (δ²H = −64,3 ‰, δ¹⁸O = −8,3 ‰). Los estándares MTW y DOW se utilizaron para normalizar los resultados a la escala VSMOW2- SLAP2, mientras el CAS fue utilizado como control de calidad.

El ²²²Rn se determinó empleando un espectrómetro de radiación alfa, modelo RAD7 Radon Detector (Durridge Inc., USA) (Figura 3). El análisis fue realizado el mismo día de recolección de la muestra, en un periodo menor a 8 horas. El RAD7 consiste en un detector de estado sólido con un material semiconductor (usualmente silicio), el cual convierte directamente la radiación α en una señal eléctrica. El detector es capaz de determinar electrónicamente la energía de cada partícula α, siendo posible conocer exactamente que isótopo (p. ej. ²¹⁸P, ²¹⁴Po) produce la radiación, y a la vez permite distinguir el radón viejo del radón nuevo, el torio y la señal de ruido. La técnica es conocida como espectrometría α que permite el análisis de agua subterránea en un amplio rango de concentraciones. El aire introducido en la botella desplaza el radón contenido en la muestra, el cual es conducido a través de un tubo con material desecante (<2% CoCl₂, ≥98% CaSO₄, W. A. Hammond Drierite Company, LTD), posteriormente es conducido al detector para realizar la lectura (Durridge, 2015) (Figura 3). La humedad relativa presente en el aire introducido al detector osciló entre 10 y 20%. La concentración de ²²²Rn se corrigió empleando un factor de corrección (DFC, por sus siglas en inglés) con base en el decaimiento radiactivo entre el tiempo transcurrido de la toma de muestrea y el análisis. El cálculo de la concentración inicial de ²²²Rn está basado en la cinética de desintegración radiactiva de segundo orden según la siguiente ecuación:

donde:

²²²iRn = concentración de radón en la muestra de agua.

²²²tRn = concentración de radón en la muestra de agua al tiempo t (es decir, en el instante del análisis).

132,4 = conversión por el decaimiento radiactivo.

t = tiempo trascurrido entre la hora de análisis de la muestra y la toma de la muestra, según se muestra en la siguiente ecuación:

Análisis estadístico y espacial

Se realizó una matriz de correlación de Pearson con un nivel de confianza del 95% (p = 0.05) utilizando el programa StatPlus:Mac desarrollado por AnalystSoft Inc. (California, USA). Además, se determinó la relación entre aguas subterráneas y nacientes mediante un análisis de conglomerados con el software InfoStat versión 2014p, empleando el método de Ward (1963), cuya representación se basa en la distancia Euclidea entre las muestras. Para el análisis de conglomerados se incluyeron los siguientes parámetros: ²²²Rn, δ¹⁸O, temperatura, conductividad eléctrica, pH y ORP. Los mapas de distribución espacial de δ¹⁸O, ²²²Rn y ORP fueron elaborados con el software ArcGIS 10.3 (ESRI, USA).

ResultadosCuadro 4 Cuadro 4 Cuadro 4

El cuadro 2 muestra los resultados correspondientes a los pozos analizados. Las muestras presentaron una concentración promedio de ²²²Rn de 19,1±16,1 Bq/L (1σ). Los valores oscilaron entre 2,0 Bq/L hasta los 50,5 Bq/L. Estos valores corresponden a los pozos Real Santa María y Joya II, respectivamente (Cuadro 2). La composición promedio de δ¹⁸O fue de -8,0±0,8 ‰ (1σ). El δ¹⁸O fluctuó entre -8,9 ‰ (Pozo Matasanos) hasta -6,8 ‰ (Pozo Santa Cruz) (Cuadro 2). La conductividad eléctrica promedio fue de 176±72 µS/cm (1σ). La concentración de SDT fue de 87,4±35,8 mg/L (1σ). El pozo Joya II presentó los valores menores de conductividad eléctrica y SDT, 90 µS/cm y 45 mg/L, respectivamente, mientras que el pozo Claretiano II presentó los valores más altos, correspondientes a 331 µS/cm y 165 mg/L, respectivamente. La temperatura promedio observada fue de 20,3±1,4°C (1σ). El rango de pH varió entre 5,85 (Pozo Los Altos) a 8,26 (Pozo Chamaco). El pH promedio fue 6,9±0,6 (1σ). El valor promedio de ORP fue de +129 ± 59 mV (1σ). El pozo Highland Ranch presentó las condiciones más reductivas con un valor de ORP de +35mV, mientras que la condición más oxidativa se presentó en el pozo Real Santa María (+224 mV).

La concentración promedio de ²²²Rn en las nacientes fue de 21,3±17,5 Bq/L (1σ). La menor concentración fue de 2,7 Bq/L en la naciente Flores, mientras que la mayor concentración se presentó en el manantial Ojo de Agua (69,7 Bq/L) (Cuadro 3). Con respecto a la composición de δ¹⁸O, el valor promedio fue de -7,5±0,7 ‰ (1σ). El δ¹⁸O fluctuó entre -6,2 ‰ (naciente Botho) hasta -8,5 ‰ (naciente Sacramento). La conductividad eléctrica promedio en las nacientes fue de 88±55 µS/cm (1σ). La concentración promedio de SDT fue de 44±27 mg/L (1σ). La naciente Flores presentó los valores menores de conductividad eléctrica (16 µS/cm) y SDT (11 mg/L), mientras que el manantial Ojo de Agua presentó una conductividad eléctrica de 225 µS/cm y una concentración de SDT de 112 mg/L. La temperatura promedio fue de 14,6±1,5 °C (1σ). El rango de pH varió entre 6,0 (naciente Higuerón 2) hasta 7,0 (naciente Flores). El pH promedio fue 6,6±0,4 (1σ). El valor promedio de ORP fue de +204±61 mV (1σ). El menor valor de ORP fue de +121 mV (naciente Flores), mientras que el mayor valor se observó en el manantial Ojo de Agua (+368 mV) (Cuadro 3).

²²²

^{222 18}

Discusión de resultados

La figura 4 muestra la variación espacial de la concentración de ²²²Rn en Bq/L. La alta variabilidad en la concentración de ²²²Rn en los pozos puede deberse a la desgasificación producida en el fallamientos local (Loría et al., 1995; Koike et al., 2014). La región donde se encuentran los acuíferos acuíferos Barva y Colima Superior, es una zona sísmicamente activa. Varios fallamientos locales han sido reportados al norte de la ciudad de Heredia (Figura 4). Loría et al. (1995), en una zona cercana hacia el oeste de la zona de estudio, reportó valores de ²²²Rn en el suelo entre 20 y 50 Bq/L en un transecto sobre la falla de Santa Bárbara.

Asumiendo condiciones de equilibrio, el ²²²Rn presente en el subsuelo puede disolverse en el agua subterránea, resultando en anomalías en el agua de consumo humano. Por ejemplo, la muestra de agua potable de la ciudad de San Joaquín presentó una alta concentración de ²²²Rn de 30,8 Bq/L, tres veces mayor al límite máximo sugerido por US EPA (2012) (Cuadro 4), probablemente debido a que la falla activa de Alajuela cubre parte de la ciudad de San Joaquín y el suroeste de la provincia de Heredia. Las variaciones en la concentración de ²²²Rn también pueden deberse a las variaciones naturales en la concentración de uranio en las formaciones geológicas. Sin embargo, Barquero et al. (2005) reportó concentraciones muy uniformes de uranio entre 6-10 ppm en el suelo de las cercanías del macizo del volcán Poás, al noroeste del macizo del volcán Barva, pero con una variación importante en la concentración de ²²²Rn (1,0-7,8 Bq/L). Lo anterior sugiere que los procesos de desgasificación por el aumento de la actividad volcánica o sismicidad local son potenciales precursores de altas concentraciones de ²²²Rn en aguas subterráneas y, por consiguiente, en las redes de abastecimiento de agua potable, especialmente, aquellas que dependen de la extracción en pozos. La profundidad de los pozos no presentó correlación significativa con la concentración de ²²²Rn.

En general, las nacientes en la zona de recarga acuífera presentaron concentraciones muy uniformes de ²²²Rn, posiblemente debido al corto tiempo de residencia del agua, que en la zona alta del macizo del volcán Barva oscila entre 1,1 y 1,5 meses (Sánchez-Murillo, información no publicada). Sin embargo, se reportaron desviaciones importantes en las nacientes de Higuerón 1, La Hoja-Chorreras y Ojo de Agua (Cuadro 4). En los cuerpos de agua superficial en la zona alta del macizo del volcán Barva, se observaron concentraciones muy bajas de ²²²Rn. Estos cuerpos de agua montañosos se caracterizan por altas pendientes, turbulencia y altos valores de oxígeno disuelto, lo que puede favorecer la rápida desgasificación de ²²²Rn. Con excepción de la muestra de agua potable de San Joaquín, las muestras de agua potable de la red de abastecimiento presentan valores aceptables de ²²²Rn de acuerdo al límite máximo sugerido por US EPA (2012). La existencia de tanques de captación y almacenamiento por parte de la ESPH permite aumentar el tiempo de residencia y favorece la desgasificación del ²²²Rn.

Hidrológicamente, el área de estudio puede ser clasificada en dos grupos de agua con base en la señal isotópica de δ¹⁸O (Figura 5). En las muestras de agua entre -7,9 y -6,2 δ¹⁸O (‰) predomina la recarga de origen Caribe, mientras que las muestras entre-8,9 y -7,9 δ¹⁸O (‰) prevalece la recarga de origen Pacífico. El Cuadro 5 muestra la correlación (Pearson) entre la concentración de ²²²Rn, δ¹⁸O y varias variables físico-químicas. La composición de ²²²Rn, presenta una correlación significativa (R= -0,47; P<0,05) con la composición de δ¹⁸O. En general, las muestras con mayor concentración de ²²²Rn corresponden con composiciones empobrecidas en δ¹⁸O, mientras que las muestras con menor concentración de ²²²Rn pertenecen al grupo isotópicamente enriquecido en δ¹⁸O. La figura 6 muestra la variación de ORP en los acuíferos Barva y Colima Superior. Las zonas que presentan condiciones de mayor oxidación, y consecuentemente, mayor concentración de oxígeno disuelto o dióxido de carbono, presentan concentraciones menores de ²²²Rn. La presencia de estos gases con mayor capacidad de disolución, pueden causar el desplazamiento del ²²²Rn, y por ende, la concentración del mismo es menor en algunos pozos. Es importante reconocer que los valores de ORP, en el caso de los pozos, dependen en gran medida del estado activo o inactivo del mismo.

La Figura 7 muestra la agrupación de las muestras de pozos y nacientes según el análisis de conglomerados. El manantial de Ojo de Agua,el cual es una naciente en la parte más baja del acuífero Barva, con un tiempo de residencia y contacto roca-agua más largo, se agrupa entre la matriz de pozos. Las nacientes se agrupan en tres grupos distintos, básicamente por la cercanía entre ellas. El pozo Los Altos aparece en el grupo de las nacientes Higuerón 1, Higuerón 2 y La Hoja-Chorreras, posiblemente marcando el origen de la recarga del agua extraída en este pozo. Mayoritariamente, los demás grupos de pozos presentan agrupaciones dependiendo de la distancia superficial en las perforaciones (i.e. cercanía de las perforaciones) o en algunos relevando conectividades entre zonas de recarga de origen Caribe versus Pacífico. El análisis de conglomerados no revela una relación consistente entre los grupos y las concentraciones de ²²²Rn, reforzando la hipótesis sobre la desgasificación por fallamientos locales.

Conclusiones

El presente análisis espacial de ²²²Rn en los acuíferos Barva y Colima Superior provee datos relevantes respecto a la concentración de esta especie química radioactiva de origen natural en distintas fuentes y redes de abastecimiento de agua potable del Valle Central de Costa Rica. En los pozos analizados, se encontraron niveles altos de concentración de ²²²Rn, los valores mayores corresponden a los pozos Joya II (50,5 Bq/L) y Highland Ranch (50,4 Bq/L). Las altas concentraciones de ²²²Rn en algunos pozos pueden atribuirse a la desgasificación provocada en los fallamientos locales cercanos al punto de muestreo.

En general, las nacientes de la zona norte presentaron una composición homogénea de ²²²Rn con una concentración promedio de 21,3 Bq/L. La muestra que posee una mayor desviación de la tendencia corresponde al manantial de Ojo de Agua, el cual se encuentra ubicado en la zona suroeste del acuífero Barva. Este punto se encuentra influenciado por un fallamiento local, la cual podría favorecer el aumento en la concentración de ²²²Rn por procesos de desgasificación, como también mayores tiempos de interacción roca-agua y poco contacto con la atmósfera.

En relación al límite máximo de ²²²Rn sugerido por US EPA (2012) para agua de consumo humano, existen dos puntos de la red de abastecimiento que sobrepasan la norma sugerida: San Joaquín de Flores (30,8 Bq/L) y Lagunilla (14,0 Bq/L). Estas altas concentraciones de ²²²Rn puede deberse al sistema de distribución propio de la zona, donde es posible que el tiempo de residencia del agua en las tuberías sea muy corto o no existe la posibilidad de pérdida del gas hacia la atmósfera. No obstante, es necesario realizar monitoreo de la variabilidad temporal de ²²²Rn en agua en los pozos de abastecimiento de agua potable. La utilización de tanques de almacenamiento o captación permitiría aumentar el tiempo de residencia del agua que entra a la red de consumo, facilitando la pérdida de ²²²Rn hacia la atmósfera o por decaimiento radioactivo.

Recomendaciones

Es recomendable extender la presente investigación incluyendo otras mediciones como a) la composición de ²²²Rn en el aire del suelo y en el aire interno de viviendas o edificaciones de servicios públicos y privados, b) la medición de la concentración de uranio en suelo y el agua subterránea; c) medición continua de ²²²Rn en la red de abastecimiento, nacientes y pozos durante un año hidrológico completo, con el fin de conocer la dinámica de ²²²Rn relacionada con los procesos de recarga y caudal base en la región norte del Valle Central de Costa Rica. Además de iniciar un análisis sobre problemas pulmonares en la población del flanco sur del macizo del volcán Barva, con el fin de verificar si existe correlación entre este tipo de enfermedad con alguno de los vectores aquí estudiados

Agradecimientos

El presente estudio fue financiado mediante el Convenio Específico entre la Universidad Nacional y la ESPH (código SIA 0378-14), "Sostenibilidad y seguridad hídrica en los principales acuíferos de la vertiente pacífica de la Cordillera Volcánica Central de Costa Rica". Los autores desean agradecer la colaboración del personal de la ESPH durante la coordinación de las giras de muestreo en especial a Andrés Vásquez, María José Calvo, José Vílchez y José Vargas. Los autores agradecen la revisión del Dr. Ricardo Oyarzún.

Referencias bibliográficas

Fechas de Publicación

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