CONCEITOS GERAIS

A água subterrânea é um solvente que está em contato com os variados materiais da crosta e, portanto, contém dissolvidos vários cátions e ânions. No reservatório subterrâneo estão presentes sólidos orgânicos e inorgânicos, líquidos orgânicos e gases dissolvidos. Os gases mais abundantes dissolvidos na água subterrânea podem incluir nitrogênio, dióxido de carbono, metano, oxigênio e sulfeto de hidrogênio, constituindo bons indicadores das condições geoquímicas das águas (Freeze e Cherry, 1979). Os constituintes iônicos principais das águas incluem cálcio, magnésio, sódio, potássio, cloreto, sulfato e bicarbonato/carbonato.

Os sólidos dissolvidos na água têm concentrações que variam desde menos de 100mg/L a mais do que 500 000mg/L (Hem, 1985). Existe um número de íons que naturalmente estão presentes em pequenas concentrações e, em contato com a água por meio da atividade humana, podem afetar a qualidade da água. As concentrações relativas dos constituintes dissolvidos são determinadas pela disponibilidade de fases sólidas e pela solubilidade dos minerais secundários formados a partir de processos de alteração. Quando um elemento químico está presente em pequena concentração em fase sólida no aquífero, a água subterrânea terá pouca oportunidade acumular em solução, a não ser que o percurso e o tempo de residência da água seja muito longo.

A composição da água subterrânea é função das fontes e reservatórios de elementos químicos que encontra ao longo do seu percurso, e por isso, a determinação da concentração de sais e gases dissolvidos é fundamental, ou seja, é a base da qualidade química das mesmas.

As águas de elevada qualidade (baixo teor em sais) são as indicadas para abastecimento público, irrigação e usos industriais específicos. Relativamente às águas de fraca qualidade (elevado teor em sais), e com base nesse teor, serão indicadas para uso doméstico, certos tipos de aplicação agrícola e consumo industrial (Mazor, 1997).

Capítulo 7 – Hidrogeoquímica ₁₂₂

7.1.1 Alteração Química das Rochas

A dissolução completa dos minerais de uma rocha ou a alteração parcial da composição de um mineral devido à lixiviação dos seus componentes denomina-se alteração química. Esses processos ocorrem porque a água da chuva, uma solução química, que inicialmente quando em contato com a rocha não está em equilíbrio químico com os mine rais sólidos amorfos que a formam.

O sistema água/rocha reage e move-se em direção ao equilíbrio dissolvendo ou lixiviando os constituintes da rocha para a solução. Os minerais primários da rocha podem ter se formado sob condições de pressão, temperatura e vapor de água muito diferente das que existem próximo da superfície da terra. Esses minerais (especialmente os das famílias das olivinas, piroxênios e hornblendas) nunca estarão em equilíbrio com as águas subterrâneas nos regimes de pressão e temperatura dos aqüíferos normais. Esses minerais vão dissolver-se irreversivelmente, libertando os seus constituintes para a água. Dependendo das condições locais, a dissolução completa de um mineral pode levar de centenas a milhões de anos. Em alguns tipos de rochas (por exemplo , calcita em calcário e gesso, em depósitos de salinos) os minerais primários formam-se sob condições semelhantes às dos aqüíferos; pelo que as suas reações de dissolução são reversíveis, podendo assim entrar em equilíbrio com as águas subterrâneas.

Os produtos resultantes da alteração das rochas são constituintes dissolvidos e minerais secundários formados no ambiente das águas subterrâneas. Esses minerais são os que tê m maior importância no estudo da geoquímica das águas subterrâneas porque são reativos em seu próprio ambiente. Eles podem limitar a concentração para os seus constituintes e, geralmente, formam os substratos habituais para as reações de adsorção. As classes mais comuns de minerais reativos e os minerais mais representativos encontram-se no quadro 7.1. O termo mineral reativo designa um mineral que se dissolve ou se precipita a partir de águas subterrâneas para um tempo de residência razoável para a água no aquífero.

Capítulo 7 – Hidrogeoquímica ₁₂₃ Carbonatos: Öxidos/hidróxidos: Calcita (Ca CO3) Dolomita (CaMg(CO3)2) Siderita (FeCO3) Rodocrosita (MnCO3)

Calcita magnesiana ((Ca, Mg)CO3)

Ferro-hidrito (Fe(OH)3) Goethita (FeOOH) Gibsita (Al(OH)3) Nsutita (MnO2) Sulfatos: Sulfetos: Gesso (CaSO4.2H2O)

Alunita (KAl3(SO4)2(OH)6)

Jarosita (KFe3(SO4)2(OH)6)

Jurbanita (AlSO4(OH)6)

Pirita (FeS2)

Mackinavita (FeS) Auripigmento(As2S3)

Sílica: Silicatos:

Calcedônia

Sílica amorfa Argilas Zeólitas

Quadro 7.1 – Minerais reativos mais comuns em aquiferos. Fonte: Deutsch (1997).

7.1.2 Equilíbrio Químico e a Lei de Ação de Massas

O equilíbrio químico baseia-se na lei de ação de massas. A lei estabelece que a velocidade de uma reação química é proporcional às massas ativas das substâncias participantes. Este princípio foi proposto por Gulldberg e Waage em meados do século XIX (Hem,1985). Se duas substâncias, A e B, reagem para formar outras duas substâncias, C e D, e se o processo for reversível a reação pode escrever-se do seguinte modo:

aA + bB? cC + dD

A velocidade da reação direta, R1:

R1 = K’1 [A]a [B]b

Enquanto a velocidade da reação inversa, R2, é:

R2 = K’2 [C]c [D]d

Onde:

[A] = Concentração ativa da substância A;

Capítulo 7 – Hidrogeoquímica ₁₂₄

K’2 = Constante de proporcionalidade para a reação inversa.

Se a reação progredir até ao ponto em que a velocidade da reação direta seja igual à da reação inversa:

K’1 [A]a [B]b = K’2 [C]c [D]d

Esta equação pode ser rearranjada, dando a seguinte expressão:

[ ] [ ]

[ ] [ ]

em que Keq é a constante de equilíbrio.

Quando se trabalha com soluções aquosas muito diluídas pode se usar a concentração molal para determinar o equilíbrio químico. Contudo, de um modo geral, deve se usar a atividade química na aplicação da lei de ação de massas.

A atividade química do íon i é igual a: [i] = miγi

em que:

[i] = ati vidade do íon i; mi = molalidade do íon i;

γ i = Coeficiente da atividade do íon i, varia entre 0 e 1.

O coeficiente de atividade depende da força iônica da solução aquosa e esta varia com a concentração e a carga dos íons presentes em solução.

O coeficiente de atividade pode ser calculado usando a equação de Debye- H?ckel: I B a I AZ i i i + = 1 log 2 γ

Capítulo 7 – Hidrogeoquímica ₁₂₅

γ i = Coeficiente de atividade da espécie iônica i; Z i= Carga da espécie iônica i;

Ι = Força iônica da solução;

A = Constante dependente da temperatura, igual a 0.5085 a 25°C; B = Constante dependente da temperatura, igual a 0.3281 a 25°C; ai = Diâmetro efetivo do íon.

A força pode ser calculada:

∑

Ι= Força iônica da solução; mi = Concentração molal do íon i;

zi = Carga do íon i.