Hidrogeoquímica dos aquíferos da bacia sedimentar do Macacu – Itaboraí, RJ

INSTITUTO DE QUÍMICA

OLGA VENIMAR DE OLIVEIRA GOMES

HIDROGEOQUÍMICA DOS AQUÍFEROS DA BACIA SEDIMENTAR

DO MACACU - ITABORAÍ, RJ

NITERÓI

2012

G633 Gomes, Olga Venimar de Oliveira.

Hidrogeoquímica dos aquíferos da bacia sedimentar do Macacu

– Itaboraí, RJ / Olga Venimar de Oliveira Gomes. – Niterói : UFF.

Programa de Geoquímica, 2012.

244 f. : il. color. ; 30 cm.

Tese (Doutorado em Geociências - Geoquímica Ambiental).

Universidade Federal Fluminense, 2012. Orientador: Prof. Dr.

Emmanoel Vieira da Silva Filho. Co-orientador: Dr. José Ribeiro

Aires.

1. Hidrogeoquímica. 2. Água subterrânea. 3. Isótopo estável.

4. Contaminação da água. 5. Aquífero. 6. Bacia do Macacu (RJ). 7.

Itaboraí (RJ). 8. Produção intelectual.

CDD 551.49

“A minha mãe Ionir, meu tio Sebastião, meu

irmão Rafael e minha tenra amiga e

madrinha Rosélia Carlota de Souza Veiga

Afonso”.

Ao meu bom Deus pelas conversas e pela companhia.

A minha mãe Ionir Maria de Oliveira pelo amor, compreensão e incentivo.

Ao meu orientador Emmanoel Vieira Silva Filho por ter me acolhido, pela parceria

nos campos da vida, pelas lições, discussões acadêmicas, pelas broncas sensacionais dadas

nas ocasiões mais oportunas que foram determinantes na minha vida profissional e,

principalmente, pela amizade que estruturamos por todo esse processo de doutoramento.

Ao meu co-orientador José Ribeiro Aires pela confiança, pronto-atendimento e auxílio

neste trabalho.

Ao apoio do Projeto INCT - Transferência de Materiais na Interface Continente

Oceano (TMCOcean) durante a etapa de coleta e análise dos dados científicos.

A Universidade Federal Fluminense, especialmente ao Departamento de Geoquímica,

pela oportunidade e satisfação em cursar uma pós-graduação de excelência.

A PETROBRAS pela disponibilidade dos dados da área de estudos.

Aos professores Sambasiva Rao Patchineelam, Edison Dausacker Bidone, Sílvia

Maria Sella, William Zamboni de Mello e aos funcionários da UFF Conceição Maria

Filgueiras (Ciça) e Nivaldo Camacho Teles pela amizade, auxílio e boas conversas.

A Joanna Maria da C. de Oliveira Santos Neves e Monique Dias Correa de Souza pela

fraternidade, pelos momentos descontraídos e tensos que passamos dentro dos laboratórios e

fora deles.

A Ana Paula Silva e Nafisa Rizzini Ansari pela parceria nos momentos acadêmicos e

de descontração que estruturaram uma cumplicidade fraternal.

Aos meus amigos-geólogos André Ferreira Rodrigues e Eduardo Duarte Marques,

pelas discussões, distrações e apoio durante esse trabalho.

As gratas companhias que conheci nessa jornada, Gabriel Souza Martins, Giovana

Vignoli, Raffaela Araujo D’Angelo e Ricardo Keim.

A Priscila Lobato e Sabrine Wolfart que sempre me acolheram de forma carinhosa e

singular em Laranjeiras.

Enfim a todos que me auxiliaram no meio acadêmico e/ou na vida pessoal durante essa

jornada, muito obrigada!

A Bacia Sedimentar do Macacu, localizada a nordeste da Baía da Guanabara,

compreende uma das 3 bacias emersas alongadas de reduzida espessura sedimentar existentes

no estado do Rio de Janeiro e a única inserida na Região Metropolitana do Rio de Janeiro

(RMRJ). A bacia é formada por sedimentos de origens aluvionares, lacustrinas e marinhas de

idades terciárias e quaternárias que podem ultrapassar 200 metros de espessura. Os principais

argilominerais verificados nos sedimentos dessa região foram a caulinita, ilita e ilita-esmectita

formados a partir do intemperismo e erosão das rochas do embasamento constituído por

gnaisses-biotíticos e rochas alcalinas do Complexo Alcalino do Tanguá. Os argilominerais,

micas e feldspatos depositados na Bacia do Macacu têm papel fundamental para a composição

físico-química das águas subterrâneas que percolam por 3 unidades hidroestratigráficas

sedimentares; Sistema Aquífero Macacu, Sistema Aquífero Aluvial-lacustrino e Sistema

Fluvial-marinho. Com intuito de realizar caracterização hidrogeoquímica dessas unidades

aquíferas, entre agosto/2009 e agosto/2010 foram realizadas campanhas de amostragens,

medidas físico-químicas e análises químicas da água subterrânea, a partir de cinco poços de

monitoramento multiníveis instalados ao longo da Bacia do Macacu. Foram determinadas as

concentrações dissolvidas dos íons maiores Na

+

, K

+

, Mg

+2

, Ca

+2

, Cl

-

, SO

4

-2

, HCO

3

-

e dos

constituintes secundários Al, Ag, Cd, Co, Cr, Cu, Mo, Ni, Pb, Zn, Fe, Mn, Ba, As, B, F,

Sulfetos, SiO

2

, N-NH

4

, N-NO

2

, N-NO

3

e P-PO

4

.Os tipos hidroquímicos identificados nas

águas subterrâneas foram: água bicarbonatada-cálcica e sódica integrantes do sistema aquífero

Macacu, para o aquífero Aluvial-lacustrino foram caracterizados os tipos

bicarbonatada-sódica, cloretada-cálcica e cloretada-sódica e, para o sistema Fluvial-marinho a água

caracterizada foi do tipo cloretada-sódica. Apesar das conexões hidráulicas entre esses

sistemas aquíferos e da distribuição dos sedimentos numa área restrita, já que a Bacia

Sedimentar do Macacu possui uma área de 375 km

2

, suas águas possuem salinidades distintas

que refletem comportamentos geoquímicos diversificados discutidos ao logo deste estudo. As

origens das salinidades das águas foram analisadas a partir de dados hidrodinâmicos, razão

rCl/Br associadas as concentrações de cloreto e razões isotópicas (



18

O e



2

H). A maior

salinidade foi encontrada no sistema aquífero Fluvial-marinho e reflete a influência de cunha

salina, já a salinidade do aquífero Aluvial-lacustrino estaria associada à lixiviação de sais de

sedimentos terciários de origem lacustre e a baixa salinidade do sistema aquífero Macacu

estaria relacionada diretamente à lixiviação dos íons das rochas do embasamento e de

seguintes constituintes secundários: Cd, Mo, As, B, Fe, Mn, N-NO

2

, Pb, F, Ba e Sulfetos.

Dois desses constituintes foram intensamente analisados em função de suas reconhecidas

ocorrências no material geológico da região, sendo eles o bário e o fluoreto. Constatou-se que

as concentrações dissolvidas de bário foram maiores em aquíferos mais rasos e para o

fluoreto, suas maiores concentrações foram encontradas nos aquíferos mais profundos.

Observou-se inclusive que as maiores concentrações de bário estão subordinadas diretamente

a ambientes mais reduzidos. O sulfeto verificado em altas concentrações nas águas

subterrâneas se oxida para sulfato e se liga com o bário liberado das argilas formando a barita

presente nas águas subterrâneas. Este estudo aponta fontes naturais e antropogênicas para os

contaminantes dissolvidos identificados na Bacia do Macacu e, apesar de não ter sido

realizado nenhum estudo de análise de risco, estima-se que o consumo dessas águas sem o

devido tratamento possa acarretar danos à saúde humana.

Palavras-Chave: Água subterrânea. Caracterização hidrogeoquímica. Isótopos estáveis.

The Macacu sedimentary basin, located at the northeast of Guanabara Bay, embodies

one of the three extended continental basins with sediments thickness reduced in Rio de

Janeiro state. The basin is formed by aluvionary deposits, lacustrine and marine

tertiary-quaternary sediments which can exceed 200 meters depth. The main clay minerals verified in

these sediments consist in caulinita, illite and illite-smectite formed by weathering and erosion

of the rocks in the basement composed by gnaiss and alkaline rocks of the Tanguá Alkaline

Complex. The clay minerals, as well as the micas and feldspars weathered and deposited in

these sediments, have a fundamental role in the physical-chemical composition of the

groundwaters in this region, in which three sedimentary units hydrostratigraphic were studied:

Aquifer System of Macacu, Aquifer System Alluvial-lacustrine and Fluvial-marine System.

The hydrogeochemistry characterization of aquifers was based in five wells of multi-level

monitoring. Between August/2009 and August/2010, it was determined the concentration of

the dissolved ions Na

+

, K

+

, Mg

+2

, Ca

+2

, Cl

-

, SO

4

-2

, HCO

3

. Moreover, it was also determined

the concentration of the metals Al, Ag, Cd, Co, Cr, Cu, Mo, Ni, Pb, Sb, Zn, Fe, Mn and Ba,

and of other elements such as As, B and F, H

2

S, SiO

2

in addition to nutrients as N-NH

4

,

N-NO

2

, N-NO

3

and P-PO

4

. The hydrochemical types for groundwaters were verified as calcium

– sodium bicarbonate faces integrating the Aquifer System of Macacu. For the

alluvial-lacustrine, they belong to sodium-bicarbonate, calcium-chloride and sodium-chloride faces

and for Fluvial-marine system they belongs to sodium-chloride faces. Besides hydraulic

connections among these aquifer systems and the distribution of sediments in a restrict area,

since Macacu sedimentary basin covers an area of 375 m

2

, its groundwater present distinct

salinity, which reflect a diverse geochemical behavior. The source of waters salinity was

analyzed through hydrodynamic data, rC1/Br ratio associated to chloride concentrations and

isotopic ratios (



18

O e



2

H). Based in the results, the highest salinity level was found in the

Fluvial-marine system and reflects the influence of saltwater intrusion. On the other hand, the

salinity of the Alluvial-lacustrine aquifer would be originated by salt leaching of paludial

tertiary sediments, whereas the low levels of salinity in Macacu aquifer system would be

directly associated to leaching of the ions from foundation rocks and overlying sediments.

The results showed concentrations above the reference standard (CONAMA 420/2009) for at

least one groundwater sample regarding to one of the following elements or substances: Cd,

Mo, Sb, As, B, Fe, Mn, N-NO

2

, Pb, F, Ba and H

2

S. Two of these dissolved ions (Ba and F)

were analyzed due to their occurrence in the geological material of the region. It was verified

that Ba concentrations are higher in shallow aquifers and are subordinated to reduced

environments. The variations in the watershed are responsible for sulfide oxidation in aquifer

systems leading to sulphate availability in groundwater, which may associates to the absorbed

barium from feldspars forming barite. This sulphate can be reduced again and precipitate as

mackinawita, releasing the ion Ba

2+

to groundwater. The highest fluoride concentrations were

found in deeper aquifers close to Caceribu River, having weathering of clay minerals and

micas deposited in the basin as its main source. The use of groundwater by the rural

population of Itaboraí without the environmental diagnosis of the collected waters may be

Keywords:

Groundwater.

Hydrogeochemistry

characterization.

Stable

isotopes.

Contamination.

Figura 01 Localização da área de estudos e arcabouço estrutural da Bacia

Sedimentar do Macacu... 20

Figura 02 Bloco esquemático da distribuição de sedimentos aluvionares... 25

Figura 03 Bloco esquemático do comportamento da água em aquífero sedimentar

em vale tectônico... 25

Figura 04 Bloco esquemático com superfície freática e aquífero confinado... 26

Figura 05 Carga hidráulica para um aquífero livre (HTa) e para um aquífero

confinado (HTb)... 27

Figura 06 Representação de sentido de fluxo, áreas de recarga e descarga de

aquíferos. ... 27

Figura 07 Representação da porosidade e permeabilidade em aquíferos... 28

Figura 08 Cunha de água salgada... 29

Figura 09 Diagrama de Piper para classificação hidrogeoquímica... 34

Figura 10 Representação do diagrama de Schoeller... 35

Figura 11 Representação do diagrama de Stiff... 36

Figura 12 Intemperismo do piroxênio no sedimento sob ação da água, gás

carbônico e oxigênio, sintetizando novos minerais como caulinita e

goethita... 44

Figura 13 Valores de



18

O em águas naturais... 47

Figura 14 Conteúdos isotópicos de oxigênio e hidrogênio para a água oceânica

padrão e águas das chuvas...

48

Figura 15 Imagem de satélite com locais dos poços de monitoramento, da APA

Guapimirim, cerâmicas, localidades de Itambi, Porto das Caixas e

Barbosão (Tanguá), onde há afloramentos dos veios de fluorita...

50

Figura 16 Série histórica da precipitação em Cachoeira de Macacu (1976 – 2007)

e dados de precipitação no período de amostragem (2009 - 2010)...

51

Figura 17 Mapa tectônico da região sudeste do Brasil... 53

Figura 18 Localização dos poços de monitoramento da área de estudos.

Arcabouço estrutural da Bacia do Macacu e Subunidades

litoestratigráficas da Formação Macacu... 54

Figura 19 Perfil das unidades estratigráficas da Bacia de Macacu...

57

Figura 20 Elementos químicos na argila esverdeada de Itaboraí analisados através

de espectrometria de energia dispersiva de raios-x (EDS)... 58

Figura 21 Feldspato potássico muito alterado. Backscattered do nível 12, 700x... 59

Figura 22 Difratograma demonstrando a composição mineralógica da fração

argila vermelha... 59

Figura 23 Difratograma da composição mineralógica da fração argila verde... 60

Figura 24 Fluxograma das atividades realizadas... 62

Figura 25 Esquema do poço de monitoramento P-01 com captação em 3 níveis

(Poço multinível)...

64

Figura 26 Fotografia do poço de monitoramento P-02 do tipo multinível... 65

Figura 27 Fotografia da atividade de perfuração do poço de monitoramento P-05

na sede da APA Guapimirim...

65

Figura 28 Perfil esquemático dos Poços de Monitoramento... 66

Figura 29 Fotografia do transdutor de pressão baro-diver e CTD-diver instalados

na área de estudos...

69

Figura 33 Fotografia da sonda multiparamétrica utilizada em campo e amostras

de água subterrânea... 72

Figura 34 Fotografia da medição dos parâmetros físico-químicos “in situ” através

de sonda multiparamétrica no P-01... 73

Figura 35 Fotografia da amostragem de água subterrânea no P-05... 74

Figura 36 Fotografia dos frascos para amostragens e atividade de ajustamento do

pH para análise de metais...

74

Figura 37 Fotografia da coleta de água da chuva na sede da APA de

Guapimirim...

75

Figura 38 Distribuição espacial tridimensional da CE nos aquíferos sedimentares

da Bacia do Macacu...

78

Figura 39 Temperatura da água subterrânea monitorada diretamente nos poços

entre Outubro/2009 e Julho/2010...

79

Figura 40 Diagrama Eh - pH das águas subterrâneas na área de estudos, com base

no diagrama de Krauskopf (1972)... 80

Figura 41 Correlação entre o somatório de ânions e cátions (meq/L) para as águas

subterrâneas...

81

Figura 42 Diagramas de Pipers das águas subterrâneas da Bacia Sedimentar do

Macacu...

83

Figura 43 Diagramas de Schoeller para as águas subterrâneas da Bacia

Sedimentar do Macacu... 85

Figura 44 Diagramas de Stiff para classificação hidroquímica ao longo da Bacia

Sedimentar do Macacu... 87

Figura 45 Cargas hidráulicas dos poços de monitoramento entre outubro/2009 -

julho/2010 associadas aos dados de chuva... 89

Figura 46 Variação do nível d’água e condutividade elétrica do P-05...

90

Figura 47 Variação do nível d’água e condutividade elétrica do P-01C... 91

Figura 48 Maré na Baía da Guanabara (Ilha Fiscal) e CE no P- 01C e P- 05... 92

Figura 49 Gráfico de δ

18

O X δ

2

H das águas analisadas... 94

Figura 50 Gráficos de δ

18

O X δ

2

H em épocas de seca (vermelho) e épocas de

chuva (azul)... 95

Figura 51 δ

18

O e δ

2

H versus CE nas águas subterrâneas... 95

Figura 52 Modelo preliminar de circulação das águas subterrâneas e razões

isotópicas médias dos sistemas aquíferos da Bacia Sedimentar do

Macacu...

98

Figura 53 rCl/rBr associada a concentração de cloreto nos aquíferos sedimentares

de Itaboraí...

100

Figura 54 Concentrações de Nitrito nos poços de monitoramento... 104

Figura 55 Concentrações de Boro nos poços de monitoramento... 105

Figura 56 Gráfico Cl/B para o Aquífero Fluvial-marinho (P-05)... 105

Figura 57 Concentrações de Cádmio nos poços de monitoramento...

106

Figura 58 Concentrações de Molibdênio nos poços de monitoramento...

107

Figura 59 Gráfico da correlação de Pearson entre Fluoreto e Molibdênio no P-03. 108

Figura 60 Concentrações de Sulfeto nos poços de monitoramento...

109

Figura 61 Concentrações de Arsênio nos poços de monitoramento... 110

Figura 62 Diagrama de dispersão do arsênio e do ferro nas amostras do P-01C e

P-05... 110

Figura 66 Perfil esquemático com os principais contaminantes dos poços 01,

P-03 e P-05...

113

Figura 67 Perfil esquemático com os principais contaminantes dos poços 01,

P-02 e P-04...

114

Figura 68 Concentrações de Bário nos poços de monitoramento e na água da

chuva...

115

Figura 69 Comportamento do bário e do nível d’água...

116

Figura 70 Diagrama de índice de saturação (SI) da calcita, siderita e barita versus

witherita nos sistemas aquíferos...

120

Figura 71 Índice de saturação (SI) da barita versus a concentração do bário nos

sistemas aquíferos...

121

Figura 72 Diagrama do Eh versus bário nos sistemas aquíferos... 121

Figura 73 Diagrama de índice de saturação (SI) em função das concentrações de

H

2

S...

122

Figura 74 Fotomicrografia dos hidróxidos distribuídos nas argilas de Itaboraí

(Nicois // 50x)...

122

Figura 75 Diagrama de bário versus sulfato nos sistemas aquíferos... 123

Figura 76 Diagrama de índices de saturação (SI) da mackinawita versus barita

nos sistemas aquíferos... 123

Figura 77 Concentrações de fluoreto nos poços de monitoramento... 124

Figura 78 Concentrações de fluoreto nas águas superficiais... 126

Figura 79 Concentrações de fluoreto nos aquíferos rasos (captação entre 15 e 29

m de profundidade)... 128

Figura 80 Concentrações de fluoreto nos aquíferos profundos (captação entre 92

e 148 m de profundidade)... 129

Figura 81 Gráficos das concentrações de fluoreto versus íons maiores e pH.

130

Figura 82 Diagramas de Pipers das águas subterrâneas para o P-03 e P-04

enriquecidos em F

-

...

131

Figura 83 Diagrama de índice de saturação (SI) da calcita versus fluorita.

Destaques em vermelhos constituem amostras com valores de fluoreto

superiores a 1,5 mg/L... 132

Figura 84 Diagramas de estabilidade mineral (CaO, MgO, K

2

O e Na

2

O)-Al

2

O

3

Tabela 01 Limite para o erro analítico...

33

Tabela 02 Concentrações médias de elementos traços em rochas, solos, água

superficial, água subterrânea, água do mar e limites de contaminação das

águas subterrâneas (CONAMA 420/2009) e limite de potabilidade

(MS/518)...

39

Tabela 03 Composição química das argilas de Itaboraí...

₆₁

Tabela 04 Localização dos poços de monitoramento (Datum WGS84)...

63

Tabela 05 Características dos poços multinível amostrados...

67

Tabela 06 Relação dos níveis dos poços com a instalação dos transdutores de

pressão...

71

Tabela 07 Dados hidrogeoquímicos dos sistemas aquíferos da Bacia Sedimentar do

Macacu (Apêndice I)... 153

Tabela 08 Correlação matricial entre íons maiores e dados físico-químicos... 82

Tabela 09 Razões isotópicas para águas subterrâneas e para águas de chuva... 93

Tabela 10 Cálculo da profundidade da cunha salina de acordo com a metodologia de

Ghyben-Herzberg... 99

Tabela 11 Dados de Cl

-

, Br

-

e COD para os aquíferos da bacia sedimentar do Macacu

no período de Agosto/2009 – Janeiro/2010... 101

Tabela 12 Dados de elementos-traço, nutrientes, sílica e turbidez monitorados na água

subterrânea (Apêndice I)... 155

Tabela 13 Índices de saturação (SI) modelados para as águas subterrâneas...

119

APA - Área de Proteção Ambiental

CE – Condutividade Elétrica

CETESB - Companhia de Tecnologia de Saneamento Ambiental

COD – Carbono Orgânico Dissolvido

CONAMA – Conselho Nacional do Meio Ambiente

CPRM – Companhia de Pesquisa e Recursos Minerais

CSF - Cráton do São Francisco

CTC - Capacidade de troca catiônica

Datum – Sistema geodésico de referência

DRM – Departamento de Recurso Mineral

EDS - Espectrometria de energia dispersiva de raios-x

Eh - Potencial oxi-redutor

EMBRAPA - Empresa Brasileira de Pesquisa Agropecuária

h - Elevação do nível de água subterrânea

HT - Carga hidráulica

I - Força iônica

IAP - Produto da atividade iônica

ICP-MS – Espectrômetro de massa com fonte de plasma indutivamente acoplado

k - Condutividade hidráulica

K

sp

- Constante do produto de solubilidade do mineral

MS – Ministério da Saúde

NA – Nível d’água

PHREEQC – Software de modelagem hidrogeoquímica

PDRHBG - Plano Diretor de Recursos Hídricos da Baía de Guanabara

pH - Potencial hidrogeniônico

RCSB - Rift Continental do Sudeste do Brasil

RMRJ - Região Metropolitana do Estado do Rio de Janeiro

RS – Resíduo seco

SIMERJ – Sistema de Meteorologia do Estado do Rio de Janeiro

T - Temperatura

TDS – Totais de sólidos dissolvidos

US.EPA – Agência de proteção ambiental dos Estados Unidos da América

UTM - Sistema Universal Transverso de Mercator

VSMOW - Vienna Standard Mean Ocean Water

WGS84 - Sistema geodésico de referência desenvolvido pelo Departamento da Defesa dos

Estados Unidos da América

Z - Profundidade da interface em relação ao nível do mar

ρ

d -

Densidade da água doce

ρ

s -

Densidade da água do mar

a

i

- Coeficiente de atividade do íon

RESUMO...

06

ABSTRACT...

08

LISTA DE FIGURAS...

10

LISTA DE TABELAS...

13

LISTA DE ABREVIAÇÕES...

14

1

INTRODUÇÃO...

18

2

OBJETIVOS...

22

2.1

OBJETIVOS ESPECÍFICOS...

22

3

BASE TEÓRICA...

24

3.1

AQUÍFEROS DE SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS...

24

3.1.1

Aquíferos de aluvionares em vales tectônicos...

25

3.1.2

Princípios hidrodinâmicos dos aquíferos...

26

3.1.3

Aquíferos costeiros...

29

3.2

CARACTERÍSTICAS QUÍMICAS E FÍSICO-QUÍMICAS DE ÁGUAS

SUBTERRÂNEAS...

30

3.2.1

Análises dos parâmetros físico-químicos em águas subterrâneas... 30

3.2.2

Análises dos íons maiores nas águas subterrâneas...

31

3.2.2.1

Cátions Principais...

31

3.2.2.2

Ânions Principais...

32

3.2.2.3

Cálculo do Erro Analítico...

33

3.2.3

Diagramas para classificação hidrogeoquímica...

33

3.2.3.1

Diagrama de Piper...

33

3.2.3.2

Diagrama de Schoeller...

35

3.2.3.3

Diagrama de Scatter ou de Dispersão...

35

3.2.3.4

Diagrama de Stiff...

36

3.2.4

Análise da razão rCl/rBr para caracterização da origem salinidade dos

aquíferos...

36

3.3

CONTAMINAÇÃO NA ÁGUA SUBTERRÂNEA... 38

3.4

COMPORTAMENTO GEOQUÍMICO DO BÁRIO E DO FLÚOR NAS

ÁGUAS SUBTERRÂNEAS...

40

3.4.1

Bário...

40

3.4.2

Flúor...

42

3.5

MODELAGEM HIDROGEOQUÍMICA...

₄₃

3.5.1

Diagramas de estabilidade mineral...

46

3.6

ANÁLISES ISOTÓPICAS (



18

O e



2

H)...

46

4

CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA DE ESTUDOS...

49

4.1

ASPECTOS GEOLÓGICOS...

52

4.2

UNIDADES HIDROESTRATIGRÁFICAS... 55

4.2.1

Sistema Aquífero Macacu...

56

4.2.2

Sistema Aquífero Aluvial-lacustrino...

56

4.2.3

Sistema Aquífero Fluvial-marinho...

56

4.3

CARACTERIZAÇÃO DAS ARGILAS DE ITABORAÍ... 58

5

MATERIAL E MÉTODOS...

62

5.1

POÇOS DE MONITORAMENTO... 63

5.3

CAMPANHAS DE AMOSTRAGEM... 71

5.4

MÉTODOS DAS ANÁLISES QUÍMICAS... 75

5.5

TRATAMENTOS DOS DADOS HIDROGEOQUÍMICOS... 76

6

RESULTADOS E DISCUSSÕES...

77

6.1

ANÁLISES DOS PARÂMETROS FÍSICO-QUÍMICOS... 77

6.1.1

Condutividade Elétrica...

77

6.1.2

Potencial Hidrogeniônico...

78

6.1.3

Temperatura...

78

6.1.4

Potencial de Oxi-redox...

79

6.1.5

Resíduo Seco...

80

6.2

CLASSIFICAÇÃO HIDROGEOQUÍMICA... 81

6.3

COMPORTAMENTO HIDRODINÂMICO DOS AQUÍFEROS DA BACIA

DO MACACU...

88

6.4

ANÁLISE ISOTÓPICA NAS ÁGUAS SUBTERRÂNEAS DE ITABORAÍ... 92

6.5

ORIGEM

E

VARIAÇÃO

DA

SALINIDADE

NAS

ÁGUAS

SUBTERRÂNEAS DA BACIA SEDIMENTAR DE MACACU... 99

6.5.1

Razão rCl/rBr para os Aquíferos Sedimentares de Itaboraí... 100

6.6

CONTAMINAÇÃO NA ÁGUA SUBTERRÂNEA... 103

6.6.1

Nitrito...

103

6.6.2

Boro...

104

6.6.3

Cádmio...

106

6.6.4

Molibdênio...

106

6.6.5

Sulfeto...

108

6.6.6

Arsênio...

109

6.6.7

Chumbo...

110

6.6.8

Ferro e Manganês...

111

6.7

GEOQUÍMICA DO BÁRIO NOS AQUÍFEROS SEDIMENTARES DE

ITABORAÍ...

115

6.8

GEOQUÍMICA DO FLUORETO NOS AQUÍFEROS SEDIMENTARES DE

ITABORAÍ...

124

6.8.1

Concentrações de fluoreto na água superficial...

125

6.8.2

Distribuição espacial das concentrações de fluoreto nos aquíferos... 127

6.8.3

Geoquímica do fluoreto na matriz dos aquíferos...

130

7

CONCLUSÃO...

134

8

REFERÊNCIAS...

137

9

APÊNDICES...

151

1 INTRODUÇÃO

Entre todos os planetas identificados no nosso sistema solar, apenas na Terra, em

função da sua distância do sol, foi verificada que a água existe naturalmente nos seus três

estados: sólido, líquido e gasoso. O ciclo de água na Terra consiste na evaporação gradativa

da água dos oceanos que, após cerca de 10 dias na atmosfera precipita-se sobre os continentes,

na forma de chuva ou neve. Parte da água da chuva se infiltra no solo, converte-se em água

subterrânea. A outra parcela escoa pela superfície terrestre destinando-se aos lagos, pântanos

e rios, além, é claro, de uma parcela evaporar-se e retornar a atmosfera nesse ínterim

(SUGUIO, 2006).

Uma pequena quantidade do total da água na Terra está disponível para o consumo

humano, já que aproximadamente 97% é água salgada. Considerando os 3% restantes, apenas

1% está livre e é a parcela responsável pelo intemperismo e erosão das rochas, atuando

intensamente na modificação do relevo do nosso planeta. Segundo Alonso (2007), o volume

de água doce livre é distribuído da seguinte forma: metade encontra-se em níveis profundos,

localizados a mais de 800m, e a outra metade encontra-se disponível em níveis com menores

profundidades que formam os aquíferos (47%), a umidade do solo (0,8%), do ar (0,7%) e os

rios e lagos (1,5%).

Ao penetrar no solo, por gravidade, a água é armazenada em reservatórios formados

por sedimentos ou rochas que permitem sua transmissividade gradativa. Em um ambiente

natural, a composição das rochas/sedimentos que constituem os aquíferos, bem como o tempo

de residência das águas nesses reservatórios determina a concentração de sais dissolvidos nas

águas subterrâneas. A tendência é que as águas profundas possuam mais sais dissolvidos que

as águas mais próximas à superfície, dada a maior trajetória que permite maior dissolução do

material geológico.

A dissolução dos minerais das rochas pela água só ocorre porque a água é um solvente

natural, capaz de dissolver uma infinidade de substâncias, como sais, gases, oligoelementos,

matéria orgânica, etc. Reações intempéricas, tais como dissolução-precipitação, hidrólise,

hidratação-desidratação, oxidação-redução entre a água que infiltra, a fase sólida, gasosa e

líquida, já existente em subsuperfície, alteram sua composição (DEUTSCH, 1997). Os íons

dissolvidos na água podem guardar certa analogia com o terreno de procedência ou indicar

fenômenos modificadores de suas condições físico-químicas durante a percolação no meio

poroso (CUSTODIO; LLAMAS, 1983).

A grande maioria dos elementos dissolvidos na água subterrânea encontra-se no estado

iônico, sendo que alguns deles estão presentes em quase todas as águas subterrâneas e são

denominados constituintes iônicos primários ou íons maiores, tais como o Na

+

, K

+

, Ca

+2

,

Mg

+2

, Cl

-

, SO

4

-2

, CO

3

-2

e HCO

3

-

. A maior ou menor disponibilidade desses íons dissolvidos

permite que se realize a classificação hidrogeoquímica das águas subterrâneas.

Na água subterrânea também é importante caracterizar os constituintes iônicos

secundários, pois, o consumo de água com determinadas concentrações desses constituintes

pode oferecer risco à saúde humana. A denominação “constituinte iônico secundário” se dá

porque geralmente alguns elementos estão dissolvidos nas águas em concentrações inferiores

a 1% em relação aos íons maiores e podem ser exemplificados através do Fe, Zn, Cu, F, Br e

Se, caracterizados como elementos-traço e o I, Mn, V, Si, As, B, Ni, Cr, Mo e Co

denominados de microtraços (FEITOSA E MANOEL FILHO, 2000).

A área de estudo compreende a Bacia Sedimentar do Macacu, no município de

Itaboraí, localizado na região nordeste da Bacia Hidrográfica da Baía da Guanabara (Figura

01) onde dentre outros parâmetros, no período de 1 (um) ano hidrológico, foram monitoradas

as concentrações dos íons maiores e de constituintes iônicos secundários em aquíferos

sedimentares. As análises hidroquímicas dos íons maiores apontaram diferentes tipos de águas

subterrâneas tais como bicarbonatadas cálcicas, sódicas, cloretadas cálcicas e sódicas que

indicaram percolação em ambientes geoquímicos distintos.

Baseando-se na CONAMA 420/2009 e MS/2.914 foram encontradas concentrações

acima dos padrões de referência para as águas subterrâneas em relação aos constituintes

Figura 01: Localização da área de estudos e arcabouço estrutural da Bacia Sedimentar do Macacu.

Fonte: Adaptado de Ferrari (2001).

As anomalias de bário e de flúor são encontradas em rochas e sedimentos da região e

estima-se que os materiais geológicos sejam os responsáveis pela disponibilidade desses

elementos nas águas subterrâneas da Bacia do Macacu. Apesar de o sistema de captação e

tratamento de água Imunana-Laranjal fornecer água para o município de Itaboraí, atende

apenas 42% da população que é especificamente urbana. As captações de águas em nascentes,

poços escavados e tubulares profundos, operados diretamente pelos usuários, consistem em

alternativas de abastecimento de água principalmente nas áreas rurais da região estudada

(SCHLUMBERGER, 2007). Considerando algumas concentrações de constituintes iônicos

secundários nas águas subterrâneas do município de Itaboraí acima dos padrões CONAMA e

dos limites de potabilidade do Ministério da Saúde cogita-se que o consumo de água

subterrânea, sem o tratamento prévio, pode ser um indicativo de risco à saúde humana

principalmente para a população rural de Itaboraí.

Além da contribuição dos constituintes iônicos secundários nas águas naturais através

do intemperismo das rochas e sedimentos, deve-se considerar ainda a influência

antropogênica. Sabe-se que além do abastecimento de água potável deficitário, o sistema de

tratamento de esgotos na região é falho. Nos municípios de Itaboraí, Tanguá e Guapimirim

apenas 30% dos esgotos domésticos são coletados em rede geral de esgoto ou pluvial. Nem

todos os esgotos transportados pela rede são conduzidos às estações de tratamento, sendo

muitas das vezes levados por redes pluviais e lançados diretamente nos rios, constituindo a

principal fonte degradadora dos rios nas bacias hidrográficas da região (PDRHBG, 2005). As

águas superficiais impactadas por esgoto doméstico podem inclusive contribuir para a

contaminação de aquíferos superficiais e desta forma, também comprometer a qualidade das

águas subterrâneas consumidas, principalmente a partir das captações de nascentes, poços

cacimbas e poços tubulares rasos, ou seja, com até 30 m de profundidade.

Além das justificativas apresentadas acima que enfatizam a necessidade de se

conhecer a origem e a hidroquímica das águas subterrâneas do município de Itaboraí, um

complexo petroquímico está em fase de implantação num terreno de 45.000.000 m

2

na área

central deste estudo. O diagnóstico ambiental da região ainda não conta com um modelo

geoquímico pré-instalação desse empreendimento de grande porte.

Assim, a compreensão dos aspectos geoquímicos das rochas e sedimentos na região

Itaboraí e arredores, associada à caracterização e modelagem hidrogeoquímica de suas águas

subterrâneas são requisitos importantes para a gestão ambiental da região, já que promove um

prognóstico sobre a origem, composição, comportamento e potabilidade das águas

subterrâneas pertencentes à Bacia Sedimentar do Macacu no município de Itaboraí –RJ.

2 OBJETIVOS

O objetivo deste estudo é realizar a caracterização hidrogeoquímica, definir condições

de recarga/descarga dos aquíferos, bem como apresentar comportamentos geoquímicos das

águas subterrâneas da Bacia Sedimentar do Macacu.

2.1 OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Como objetivos específicos destacam-se:

- Caracterização in situ dos parâmetros pH, CE, temperatura, Eh, além da análise do

resíduo seco das águas subterrâneas da Bacia do Macacu para o conhecimento do ambiente

geoquímico em que se encontram;

- Classificação hidrogeoquímica das águas subterrâneas a partir da determinação das

concentrações dos íons maiores: Na

+

, K

+

, Mg

+2

, Ca

+2

, Cl

-

, SO

4

-2

, HCO

3

-

.

- Análises dos comportamentos hidrodinâmicos dos aquíferos sedimentares da Bacia

do Macacu com ênfase nas suas condições de recarga e descarga;

- Análises de isótopos estáveis a partir da



2

H e



18

O, também como suporte para a

caracterização das condições de recarga, vulnerabilidade e origens dos sistemas aquíferos

estudados;

- Caracterização das origens das salinidades dos aquíferos através da análise de dados

físico-químicos, hidrodinâmicos e de cálculos da razão iônica rCl/rBr;

- Caracterização da contaminação das águas subterrâneas a partir de análises de Al,

Ag, Cd, Co, Cr, Cu, Mo, Ni, Pb, Zn, Fe, Mn, Ba, As, B, F, N-NH

4

, N-NO

2

, N-NO

3

, P-PO

4

e

- Modelos geoquímicos preliminares para a compreensão do comportamento do bário

e do flúor nas águas subterrâneas, considerando como fonte primária os sedimentos e rochas

da região estudada.

3 BASE TEÓRICA

3.1 AQUÍFEROS DE SEDIMENTOS INCONSOLIDADOS

Segundo Cleary (2007), um aquífero é uma formação geológica com suficiente

permeabilidade e porosidade interconectada para armazenar e transmitir quantidades

significativas de água, sob gradientes hidráulicos naturais, sendo o termo “quantidades

significativas” relativo e dependente do uso final da água.

O estudo das águas subterrâneas numa área necessariamente inclui a revisão dos

estudos geológicos desenvolvidos na região, já que a tipologia das rochas por onde percolam a

água determinam na maioria das vezes suas características químicas e hidrodinâmicas. Os

aquíferos sedimentares podem ser formados por sedimentos inconsolidados ou por rochas

sedimentares. Dentre os sedimentos inconsolidados que formam um sistema aquífero, os mais

relevantes são os aluviões, as dunas e os depósitos coluvionares. Nos aluviões ou depósitos

aluvionares, a distribuição da argila, silte, areia, cascalho é complexa em função da

mobilidade dos leitos dos rios e as constantes variações de velocidade de sedimentação das

partículas sólidas resultando numa heterogeneidade hidrodinâmica do aquífero (FEITOSA E

MANOEL FILHO, 2000). Normalmente esses depósitos apresentam uma sequência vertical

que variam de areias grossas e cascalhos das bases dos canais até siltes e argilas no topo

(Figura 02).

Figura 02: Bloco esquemático da distribuição de sedimentos aluvionares.

Fonte: Fetter (1994).

3.1.1 Aquíferos aluvionares em vales tectônicos

A Bacia Sedimentar do Macacu, em Itaboraí, é formada por vales de origem tectônica.

Muitos sistemas de vales foram produzidos por conjuntos de falhamentos como ocorre em

Itaboraí. A cerca de 65 milhões de anos, a crosta continental da Plataforma Sul-Americana

sofreu processos distensionais que produziram calhas tectônicas que foram preenchidas por

sedimentos, dentre eles os sedimentos da Bacia do Macacu.

Nesses ambientes, a erosão das montanhas adjacentes produz sedimentos que

preenchem os vales por meio de depósito de talus, leques aluviais, depósitos aluvionares e

lacustrinos (Figura 03). Os sedimentos depositados tanto podem ter granulometria alta e boa

condutividade hidráulica como os cascalhos provenientes de ambientes de depósitos de canais

fluviais, quanto podem ser formados por argilas com baixa condutividade hidráulica

provenientes de aquíferos de sedimentos lacustrinos (FETTER, 1994).

Figura 03: Bloco esquemático do comportamento da água em aquífero sedimentar em vale tectônico.

Fonte: Fetter (1994).

3.1.2 Princípios hidrodinâmicos dos aquíferos

Nos ambientes heterogêneos de depósitos aluvionares, os sedimentos mais finos

podem ser depositados sobre sedimentos mais porosos e provocar o confinamento parcial ou

total de sistemas aquíferos subjacentes. Desta forma, os aquíferos podem ser classificados em

não-confinados (livres) e confinados dependendo respectivamente da presença de superfície

freática ou do confinamento de aquíferos por sedimentos sobrejacentes de baixa

permeabilidade (aquitarde).

Uma superfície freática é a superfície superior da zona de saturação que está em

contato direto com a pressão do ar atmosférico, através dos espaços vazios do material

geológico sobrejacente (Figura 04).

Figura 04: Bloco esquemático com superfície freática e aquífero confinado.

Fonte: Adaptado de Machado (2005).

A medida da carga hidráulica (HT), a partir de um poço de monitoramento, é estimada

através de tomadas do nível da água subterrânea e sua posição depende do tipo de aquífero

(livre ou confinado). Em aquíferos livres a carga hidráulica pode ser considerada igual à cota

do lençol freático e em aquíferos confinados, a carga hidráulica pode ser maior do que a

profundidade da água subterrânea (Figura 05).

Figura 05: Carga hidráulica para um aquífero livre (HTa) e para um aquífero confinado (HTb).

Fonte: Adaptado de Cleary (2007).

A fonte mais importante de recarga das águas subterrâneas é a precipitação. Em

determinadas situações, os aquíferos ainda podem receber águas de rios, lagos e reservatórios.

As áreas mais íngremes onde a rocha do sistema aquífero aflora e/ou em regiões vegetadas

que permitem a infiltração da água da chuva são consideradas áreas de recarga dos aquíferos.

A determinação dessas áreas depende ainda dos índices pluviométricos, superfície topográfica

e espessura do solo. O sentido do fluxo da água subterrânea determinará as áreas de descarga

dos aquíferos (Figura 06).

Figura 06: Representação de sentido de fluxo, áreas de recarga e descarga de aquíferos.

Fonte: Adaptado de Machado (2005).

De acordo com a Figura 07, o movimento da água subterrânea em meios porosos

como aquíferos é complexo devido à irregularidade dos poros (porosidade) e de suas

conexões (permeabilidade). A propriedade que está interligada com a função de condução de

água do aquífero é a permeabilidade, que consiste na a capacidade de um meio poroso em

transmitir água. A condutividade hidráulica (k) constitui na mais importante propriedade que

governa o movimento da água em meios como solos, rochas ou sedimentos e pode ser

definida como sendo a maior ou menor facilidade da água em fluir em um determinado meio

através de seus vazios (MAZIERO et al., 2005).

Figura 07: Representação da porosidade e permeabilidade em aquíferos.

Fonte: Lemos et al. (2009).

Henry Darcy em 1856 in Feitosa e Manoel Filho (2000) demonstrou através de sua

equação (Eq. 1) que existe uma relação entre o fluxo de água que atravessa um meio poroso e

o seu gradiente hidráulico, apresentando o conceito de condutividade hidráulica onde:

Q = KA (h

1

– h

2

)

(1), onde:

L

K = Condutividade hidráulica

h

1

– h

2

= Diferença entre as cargas hidráulicas

L = Comprimento (espessura do aquífero analisada)

A = Área

A eficiência do aquífero relacionada ao abastecimento público depende de suas

propriedades

físicas, sendo as principais delas: porosidade, permeabilidade

e

transmissividade. A transmissividade corresponde à quantidade de água que pode ser

transmitida horizontalmente por toda a superfície saturada do aquífero.

3.1.3. Aquíferos costeiros

Os aquíferos costeiros estão situados em planícies próximas ao mar onde a

predominância é da fração argila, já que os materiais que constituem esse ambiente

geralmente são provenientes de depósitos formados por sedimentação de fundo de baía, de

depósitos de ambiente de água doce e pouco salobra, sendo caracterizados por turfas,

manguezais e depósitos de laguna. Esse ambiente de deposição ainda pode conter lentes

arenosas originárias de depósitos de praias antigas, restingas e dunas litorâneas que podem

formar aquíferos suspensos.

Dependendo da proximidade do poço com o mar, da intensidade de bombeamento e da

permeabilidade do aquífero, as águas subterrâneas podem sofrer influência das águas

salgadas. Em ambientes costeiros, o fluxo subterrâneo de água doce que vem do continente

encontra o fluxo subterrâneo de água salgada proveniente do mar (Figura 08), a diferença de

densidades entre os dois tipos de água (doce e salgada) estabelece uma estratificação química,

ficando a água doce acima da água salgada no sistema aquífero. Isto se dá porque, em

condições naturais de um meio poroso, o processo de difusão entre essas águas ocorre

lentamente.

Figura 08: Cunha de água salgada.

Fonte: Custodio e Llamas (1983).

A zona de mescla que é a interface água doce-salgada pode ser influenciada pela

redução do fluxo de água doce para o mar, permeabilidade dos sistemas, diferença de

densidade entre os fluidos e oscilações das marés.

De acordo com Custodio e LLamas (1983), a coluna de água doce capaz de ser

sustentada pela água salgada pode ser calculada através da equação de Ghyben-Herzberg (Eq.

2):

Z= (ρ

d

/ ρ

s

- ρ

d

) h

(2), onde:

ρ

d =

densidade da água doce (1,000 g/cm

3

)

ρ

s =

densidade da água do mar (1,025 g/cm

3

)

h = elevação do nível de água subterrânea em relação a cunha salina

Z = profundidade da interface em relação ao nível do mar.

Logo:

Z = 40 h

Desta forma, o modelo de Ghyben-Herzberg propõe que a profundidade da cunha

salina numa zona costeira corresponde a 40 vezes a elevação do nível freático em relação ao

nível do mar. Obviamente que este valor é aproximado e varia entre 33 e 50 vezes para

densidades da água do mar entre 1,02 e 1,03 (CUSTODIO E LLAMAS, 1983). O método de

Ghyben-Herzberg trata-se de um modelo e considera as seguintes simplificações:



Existência de um equilíbrio hidrostático entre os fluidos na zona de mescla;



O limite entre a água doce e água salgada é plano;



Não há gradiente vertical;



Não há perdas, ou obstáculos para o avanço da água do mar no continente.

3.2

CARACTERÍSTICAS

QUÍMICAS

E

FÍSICO-QUÍMICAS

DE

ÁGUAS

SUBTERRÂNEAS

3.2.1 Análises dos parâmetros físico-químicos em águas subterrâneas

Constituem parâmetros físico-químicos as análises na água subterrânea de aspectos

como temperatura, potencial hidrogeniônico (pH), condutividade elétrica (CE), totais de

sólidos dissolvidos, potencial oxi-redutor (Eh), resíduo seco (RS).

Em ambientes geológicos que não possuem influência de gêiseres ou atividades

vulcânicas recentes, as temperaturas das águas subterrâneas que apresentam variações durante

o ano representam águas com tempos de residência curtos e geralmente compreendem

profundidades rasas, já que nesse caso a atmosfera influencia as águas naturais de

subsuperfície. Por outro lado, se a temperatura da água subterrânea apresenta-se estável

durante o ano, pode-se estimar que essa água tenha pouca influência da atmosfera.

O pH consiste na medida da concentração hidrogeniônica da água, sendo muitas

reações químicas dependentes desse parâmetro. O pH é uma função do gás carbônico e da

alcalinidade da água. A maioria das águas naturais tem uma variação de pH entre 5 (ácido) e 9

(básico), sendo o pH em torno de 7,0 (neutro), a medida mais comum para as águas em

temperaturas ambiente (25º C).

Os sais dissolvidos e ionizados presentes na água transformam-na num eletrólito capaz

de conduzir corrente elétrica. Como há uma proporcionalidade entre o teor dissolvidos dos

sais (TDS) e a condutividade elétrica (CE) é possível estimar o TDS através de medidas da

condutividade na água.

Em geral, águas subterrâneas que apresentam baixos valores de Eh são águas

reduzidas que percolam por aquíferos enriquecidos em matéria orgânica. As águas

subterrâneas oxidadas geralmente são águas de profundidades rasas, de rápida circulação, com

relevante grau de oxigenação.

O resíduo seco (RS) consiste no peso dos sais evaporados para cada litro de água. Em

uma análise química, a soma de todos os cátions, ânions e coloides subtraídos da metade da

concentração do bicarbonato oferecem um resultado aproximado da quantidade de resíduo

seco (RS).

3.2.2 Análises dos íons maiores nas águas subterrâneas

Nas águas subterrâneas, a maioria das substâncias dissolvidas encontra-se no estado

iônico e mais de 90% dos sólidos dissolvidos é constituída por 8 íons sendo 4 cátions

principais e 4 ânions principais: Na

+

, K

+

, Ca

+2

,

Mg

+2

, SO

4

-2

, Cl

-

, HCO

3

-

e CO

3

-2

. Normalmente

estes íons estão presentes em concentrações superiores a 1,0 mg/L (FETTER, 1994).

3.2.2.1 Cátions Principais

Sódio (Na

+

): está presente em todas as águas naturais devido a ampla distribuição em

minerais fontes; instabilidade química dos minerais que o contém; alta solubilidade e difícil

precipitação dos seus compostos químicos em solução. Sua ocorrência principal é sob a forma

de cloretos nas águas subterrâneas sendo suas principais fontes de minerais os feldspatos,

feldspatóides, anfibólios e piroxênios.

Potássio (K

+

): em relação aos outros cátions principais, ocorre em pequenas

quantidades nas águas naturais devido à sua intensa atuação em processos de troca iônica,

adsorção por argilominerais, por ser um nutriente das plantas. Sua ocorrência está relacionada

a feldspatos potássicos, micas, leucitas além de carnalitas e silvinitas em evaporitos

(FEITOSA E MANOEL FILHO, 2000).

Cálcio (Ca

+2

): representa um dos elementos mais abundantes das águas naturais e é um

dos responsáveis pela dureza nas águas. Geralmente é encontrado na forma dissolvida como

bicarbonato e raramente como carbonato. Sua ocorrência está associada as rochas calcárias

através de minerais como calcita, aragonita e dolomita. Nas rochas ígneas é encontrado

normalmente em plagioclásios e apatitas (FEITOSA E MANOEL FILHO, 2000).

Magnésio (Mg

+2

): outro elemento responsável pela dureza das águas, sendo mais

solúvel e mais difícil de precipitar que o cálcio. Consiste em um íon resiliente em solução, por

isso a água dos oceanos é enriquecida nesse elemento. A principal fonte do magnésio são as

rochas carbonatadas, mas podem ser encontrados em minerais de origem ígnea e

metamórficas como a biotita, granada, hornblenda, clorita, alanita, magnesita e olivina

(FEITOSA E MANOEL FILHO, 2000).

3.2.2.2 Ânions Principais

Sulfato (SO

4

-2

): a presença de sulfato nas águas está relacionada à oxidação de sulfetos

nas rochas, nos sedimentos, além da lixiviação de minerais como gipsita e anidrita.

Cloreto (Cl

-

): presente em todas as águas naturais, muito solúveis e estáveis em

solução. Suas fontes estão relacionadas a minerais ferromagnesianos e evaporitos.

Bicarbonato (HCO

3

-

): nas águas naturais predomina em faixas de pH entre 6 a 10,

podendo se precipitar com certa facilidade o bicarbonato de cálcio (CaCO

3

).

Carbonato (CO

3

-2

): a quantidade desse íon está subordinada ao pH e ao conteúdo de

gás carbônico. Segundo Logan (1965), nas águas naturais o carbonato somente será superior

às concentrações de bicarbonato quando o pH for igual ou superior a 10.

3.2.2.3 Cálculo do Erro Analítico

O cálculo do erro analítico (Eq. 3) foi realizado através do balanço iônico dos

resultados analíticos dos íons maiores na água subterrânea, onde a concentração dos cátions

deve ser igual ou muito aproximada dos ânions, ambos expressos em miliequivalentes por

litro. A desigualdade, apresentada em porcentagem, é definida como erro analítico.

Erro analítico (%) = (∑ cátions + ∑ ânions) X 100

(3)

(∑ cátions - ∑ ânions)

Os limites de aceitação para valores de erros analíticos são muito distintos. Por

exemplo, Deutsch (1997) considera que o erro analítico do balanço iônico não pode exceder

5% e Feitosa e Manoel Filho (2000) considera que não pode ultrapassar 10%. Os valores

considerados neste estudo estão de acordo com a metodologia de Custódio e; Llamas (1983),

que pondera que para análises químicas das águas subterrâneas, o erro analítico máximo

permitido deve levar em consideração os valores de condutividade elétrica da água, conforme

Tabela 01.

Tabela 01: Limite para o erro analítico.

CE (µS/cm)

até 50

50 - 200

200-500

500-2000

>2000

Erro permitido (%)

30

10

8

4

<4

Fonte: Custódio e Llamas (1983).

3.2.3 Diagramas para classificação hidrogeoquímica

As interpretações da composição química da água subterrânea geralmente são

realizadas através de gráficos que ressaltam as relações iônicas das amostras enfatizando

variações temporais e espaciais através de diagramas como: piper, schoeller, scatter, stiff,

durov, etc. Os diagramas de classificação hidrogeoquímica utilizados neste trabalho foram

descritos abaixo.

3.2.3.1 Diagrama de Piper

catiônicos (Na

+

+ K

+

, Mg

+2

e Ca

+2

) e aniônicos (HCO

3

-

+ CO

3

-2

, SO

4

-2

e Cl

-

) como variáveis.

Pelo agrupamento de Na

+

e K

+

, os cátions principais são exibidos num diagrama trilinear, da

mesma forma que os ânions principais CO

3

-

e HCO

3

-

são agrupados e demonstrados no

diagrama de Piper. Desta forma, a classificação essencial da água natural é representada em

um diagrama que combina três diferentes campos para plotagem, sendo dois campos

triangulares menores, situados abaixo, com escalas em porcentagem (BARISON, 2003).

Além do campo central que é usado para mostrar o caráter químico total das águas

naturais e consiste na intersecção das projeções dos cátions e ânions plotados nos diagramas

menores. A posição obtida classifica o tipo químico da água da seguinte maneira:



Água bicarbonatada cálcica;



Água bicarbonatada sódica;



Água cloretada sódica;



Água sulfatada cálcica.

O tipo químico catiônico e aniônico predominante é obtido a partir dos dois campos

triangulares menores (Figura 09).

Figura 09: Diagrama de Piper para classificação hidrogeoquímica.

Fonte: Piper (1944).

3.2.3.2 Diagrama de Schoeller

Schoeller (1955) propôs o uso de gráficos semilogarítmicos para plotar as

concentrações aniônicas e catiônicas (Figura 10) que possibilita fazer uma comparação visual

das composições das águas, avaliando suas semelhanças e diferenças, bem como sua

classificação quanto à potabilidade. Esse tipo de gráfico também facilita a compreensão da

evolução temporal da água num mesmo sistema aquífero, avaliam os processos modificadores

da geoquímica das águas, seus processos de oxi-redução, etc.

Figura 10: Representação do diagrama de Schoeller.

Fonte: Schoeller (1955).

3.2.3.3 Diagrama de Scatter ou de Dispersão

É um tipo de diagrama matemático construído a partir de coordenadas cartesianas (X,

Y) para apresentar duas variáveis de um conjunto de dados, sendo muitas das vezes utilizado

para apresentar a correlação entre as variáveis analisadas. Para interpretações de dados

hidroquímicos, geralmente, as variáveis consideradas nesse tipo de diagrama são os íons

analisados e/ou parâmetros físico-químicos correlacionáveis.

3.2.3.4 Diagrama de Stiff

Consiste num gráfico onde as concentrações iônicas, geralmente os íons maiores, são

representadas em linhas horizontais paralelas. Após plotar cada concentração no gráfico

liga-se todos os pontos e obtém a figura geométrica que identifica o tipo de água analisada (Figura

11).

Figura 11: Representação do diagrama de Stiff.

3.2.4 Análise da razão rCl/rBr para caracterização da origem salinidade dos aquíferos

A razão entre íons dissolvidos numa água subterrânea pode estar relacionada ao

material geológico lixiviado e/ou a processos e ambientes geoquímicos que afetaram a

composição dessas águas. No cálculo das razões iônicas, a unidade para a concentração

utilizada é meq/L, por isso se utiliza o prefixo r antes da denominação dos íons utilizados nas

relações (rCl/rBr).

As razões iônicas mais utilizadas para águas subterrâneas consistem: rMg/rCa, rK/rNa,

rNa/rCa, rCl/rHCO

3

e rCl/rBr. A rCl/rBr foi aplicada nesse estudo por utilizar íons mais

conservativos que refletem melhor a origem da salinidade nas águas da região de Itaboraí.

Nem toda a salinidade da água subterrânea tem a sua origem associada ao aerossol marinho,

podendo ser influenciada inclusive pela litologia, precipitação atmosférica e uso antrópico.

Devido a seu caráter hidrofílico e seus pequenos raios iônicos, o íon Br

-

e

principalmente o Cl

-

, uma vez dissolvidos na água, apresentam um comportamento próximo

do traçador ideal. Por ser o Cl

-

muito solúvel e estável, dificilmente se precipita além de ser

um íon que não se oxida e nem se reduz nas águas naturais. Tais características provocam

aumentos gradativos desse íon na direção do fluxo da água subterrânea, ou seja, nas áreas de