UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS Instituto de Geociências
WALDILENE DOS SANTOS CORRÊA
PLANÍCIE ALUVIONAR DO RIO MOGI – GUAÇÚ – SP: CARACTERIZAÇÃO HIDROQUÍMICA E ISOTÓPICA DAS ÁGUAS
CAMPINAS 2019
WALDILENE DOS SANTOS CORRÊA
PLANÍCIE ALUVIONAR DO RIO MOGI – GUAÇÚ – SP: CARACTERIZAÇÃO HIDROQUÍMICA E ISOTÓPICA DAS ÁGUAS
DISSERTAÇÃO APRESENTADA AO INSTITUTO
GEOCIÊNCIAS DA UNIVERSIDADE ESTADUAL DE CAMPINAS PARA OBTENÇÃO DO TÍTULO DE MESTRA EM GEOCIÊNCIAS NA ÁREA DE GEOLOGIA E RECURSOS NATURAIS
ORIENTADOR: PROFª. DRª. SUELI YOSHINAGA PEREIRA.
ESTE EXEMPLAR CORRESPONDE À VERSÃO FINAL
DA DISSERTAÇÃO DEFENDIDA PELA ALUNA
WALDILENE DOS SANTOS CORRÊA E ORIENTADA PELA PROFA. DRA. SUELI YOSHINAGA PEREIRA
CAMPINAS 2019
Marta dos Santos - CRB 8/5892
Corrêa, Waldilene dos Santos,
C817p CorPlanície aluvionar do rio Mogi-Guaçu-SP : caracterização hidroquímica e
isotópica das águas / Waldilene dos Santos Corrêa. – Campinas, SP : [s.n.], 2019.
CorOrientador: Sueli Yoshinaga Pereira.
CorDissertação (mestrado) – Universidade Estadual de Campinas, Instituto de
Geociências.
Cor1. Aluvião. 2. Hidrogeologia. 3. Isótopos. 4. Geoquímica. I. Pereira, Sueli
Yoshinaga, 1961-. II. Universidade Estadual de Campinas. Instituto de Geociências. III. Título.
Informações para Biblioteca Digital
Título em outro idioma: Alluvial plains in the Mogi-Guaçu-SP river : hydrochemical and
isotopic characterization of the water
Palavras-chave em inglês:
Alluvium Hydrogeology Isotopes Geochemistry
Área de concentração: Geologia e Recursos Naturais Titulação: Mestra em Geociências
Banca examinadora:
Sueli Yoshinaga Pereira [Orientador] Jacinta Enzweiler
Didier Gastmans
Data de defesa: 13-03-2019
Programa de Pós-Graduação: Geociências
Identificação e informações acadêmicas do(a) aluno(a) - ORCID do autor: https://orcid.org/0000-0002-9817-7992
- Currículo Lattes do autor: http://lattes.cnpq.br/8468782582173568
AUTORA: Waldilene dos Santos Corrêa
PLANÍCIE ALUVIONAR DO RIO MOGI – GUAÇÚ – SP: CARACTERIZAÇÃO HIDROQUÍMICA E ISOTÓPICA DAS ÁGUAS
ORIENTADORA: Profa. Dra. Sueli Yoshinaga Pereira
Aprovado em: 13 / 03 / 2019
EXAMINADORES:
Profa. Dra. Sueli Yoshinaga Pereira - Presidente
Profa. Dra. Jacinta Enzweiler
Prof. Dr. Didier Gastmans
A Ata de defesa com as respectivas assinaturas dos membros, encontra-se disponível no SIGA - Sistema de Fluxo de Dissertação e na Secretaria de Pós-graduação do IG.
BIOGRAFIA
Waldilene dos Santos Corrêa
É geógrafa (Licenciatura) pela Universidade Estadual do Maranhão no ano de 2009. Professora da rede particular e estadual de ensino e atua como coordenadora pedagógica da rede comunitária. Ingressou seu Mestrado pelo programa de pós-graduação em Geociência da Unicamp em 2015, tendo como tema principal da sua pesquisa a caracterização hidroquímica e isotópica das águas da planície aluvionar do rio Mogi-Guaçú – SP. Durante o período de Mestrado trabalhou como estagiária no Programa de Estágio Docente (PED) da disciplina “Hidrogeologia” (2015) no IG/UNICAMP. Durante a graduação trabalhou na comissão organizadora de vário eventos acadêmicos de Geografia. Compôs grupo de estudos (2014) sobre águas subterrâneas do Departamento de Geociências da UFMA (Universidade Federal do Maranhão) – LEBAC, coordenado pela professora Dra. Ediléa Dutra Pereira.
1. Formação Acadêmica 2003 – 2009
Graduação em Geografia Licenciatura pela Universidade Estadual do Maranhão, Uema, São Luís. Trabalho de Conclusão de Curso (TCC): Estudo da Qualidade das águas dos poços do bairro de Vila dos Frades.São Luís (MA) Orientadora: Marlen Barros e Silva.
2. Histórico profissional
Agosto/15-Dezembro/15 Bolsista PED (Programa de Estágio Docente) da disciplina HIDROGEOLOGIA(GE805), de responsabilidade da Prof. Dra. Sueli Yoshinaga Pereira. Janeiro/2012 a Dezembro/2014 Coordenadora Pedagógica da rede comunitária de ensino, São Luís(MA).
Janeiro/2004-Dezembro/2011 Professora das séries iniciais e de Geografia nas redes particular e estadual de ensino, São Luís (MA)
3. Produção Bibliográfica
Trabalhos completos publicados em anais de congressos
CORRÊA, W.S.; Ayer J.E.B; Pereira S.Y. 2016. Hidroquímica e comportamento sazonal das águas subterrâneas da planície aluvionar da EEcMG - Mogi-Guaçú. SÃO PAULO: ABAS, 2016. v.219. 11p.
AYER, J.E.B; Corrêa W.S; Pereira S.Y. 2016.Características físicas, químicas e isotópicas das águas subterrâneas de Águas de Lindoia e Lindoia – Revisão. SÃO PAULO: ABAS, 2016. v.2. 15p.
ALENCAR, J. M. ; Tosadori, G. ; muraro, L.E.O. ; Correa, W.S. ; Pereira, S. Y. . Qualidade das águas subterrâneas e das características construtivas dos poços domésticos na planície do rio Atibaia, na região de Piracambaia II, Campinas- SP. In: XX congresso brasileiro de águas subterrâneas, 2018, campinas. Xx congresso brasileiro de águas subterrâneas. SÃO PAULO: ABAS, 2018. v. 1. p. 1-4.
Dedico este trabalho à minha mãe, Helena e às minhas filhas, Maria Helena e Bethânia Maria, por me darem força e ânimo para continuar o que me propus a fazer.
AGRADECIMENTOS
É um momento difícil, pois agradecer é a síntese de toda uma história de superação e de resiliência, neste sentido, agradeço a todos os atores que de forma direta ou indireta contribuíram ou foram essenciais para a conclusão de mais uma etapa, que foi um divisor de águas em minha vida.
A Deus por me abençoar, ser meu ponto de fé para superar as dificuldades;
A minha querida Prof. Dr.ª Sueli Yoshinaga Pereira, super orientadora, mesmo num momento delicado e de superação, por confiar em mim, pelas orientações essenciais e aplicações dos seus conhecimentos nesta pesquisa além das viagens à campo, dos conselhos, do apoio e da motivação que muito me ajudaram na execução deste trabalho e para a vida. Muito obrigada!
A minha mãe, Helena, por ser meu norte e exemplo concreto de persistência, força e perseverança, ao apoio incondicional. Muito obrigada!
As minhas filhas, Maria Helena e Bethânia Maria (esta última gerada no término do mestrado), a vocês que me motivam a cada dia, por vocês sou capaz de mover o mundo.
A minha família, meus irmãos, tios, que me apoiou e motivou mesmo de longe, superando a saudade e as adversidades do tempo. Nossa! Como passei frio!
Ao meu amigo e companheiro Josiel, por não desistir de nós, mesmo nas dúvidas, pelo apoio durante a minha estada em Campinas e durante a gestação, pela ajuda nas horas possíveis com a nossa filha para que eu estudasse e concluísse a escrita.
A Prof.ª Dra.ª Edilea por me ajudar quanto ao apoio e orientações no projeto inicial e por ter também acreditado em mim, lembro-me que assim que a procurei questionou: “É isso mesmo que queres?” então, veementemente concordei e ela prontamente me deu o suporte necessário para que eu iniciasse a tão sonhada pós-graduação.
Aos meus Professores Doutores do curso de pós-graduação em Geociências que ministraram aulas propondo debates, leituras, pesquisas e assim, me instruíram de acordo com seus conhecimentos, contribuindo ainda mais para o aprimoramento do meu trabalho, crescimento científico e pessoal.
A Profª Dra.ª Ana Elisa Silva de Abreu pelas orientações durante a qualificação que muito enriqueceram o meu trabalho e pelo apoio incondicional no momento que mais precisei.
A Prof.ª Dra.ª Jacinta Enzweller pelas orientações e os conhecimento repassados durante as aulas ministradas na disciplina Geoquímica Analítica, na graduação.
As analistas dos Laboratórios de Geologia Isotópica e de Geoquímica Analítica Margareth Sugano Navarro, Maria Aparecida Vendemiatto e Lúcia Helena dos Santos Carvalho, pela colaboração e orientações durante as análises em laboratório.
Ao amigo Joaquim pela considerável ajuda nos trabalhos de campo, nos estudos das disciplinas, na elaboração dos mapas, além dos momentos de descontração necessários para a motivação da vida acadêmica.
Ao amigo Luís Muraro por me “emprestar os ouvidos”, e por lhe alugar os meus também para os desabafos e os conselhos, quando vinha aquela desmotivação com a vida acadêmica e amenizar a saudade de casa.
As colegas de Pós-graduação Isabela Longin e Isabela Juringan e da graduação, Jéssica e Jorge, pela disposição em ajudar, pelas horas de estudos e dos trabalhos realizados nas disciplinas que muito contribuíram para a conclusão desta pesquisa.
Ao sr. Elcio Soares Marinho, de um coração enorme, pela ajuda em campo, que aliás foram muitas, e pelos momentos de descontração que deixavam o trabalho em campo de alguma forma mais prazeroso.
Ao Cristiano e demais colaboradores do DGRN pela disponibilidade em ajudar e que de alguma forma contribuíram para o desenvolvimento e a conclusão desta pesquisa.
A secretaria de Pós-graduação, em especial a Val e Maria Goreth, pelo apoio, ajudam e direcionamento nos momentos necessários e burocráticos da minha vida acadêmica.
As amigas de pensionato, Hevellyn, e da república, Bruna, Carolina, Ana Carolina, Maria Amélia e Isabela, pela recepção, companhia e descontração enquanto estive longe de casa. Quero aqui agradecer a Bruna em particular pelo apoio e acolhimento a mim e a minha família quando precisei retornar à Campinas.
Aos amigos do curso de Geografia – UFMA e UEMA, pois aí foi a gênese de tudo. Ao Professor Dr. Paulo Ricardo Brum Pereira, pelas orientações e as ajudas necessárias em campo. Aos colaboradores da EEcMG – SP que se dispuseram a enfrentar comigo e toda a equipe, as adversidades do trabalho em campo e que sem vocês seria inviável a concretização desta pesquisa.
O presente trabalho foi realizado com o apoio de bancos de dados – publicações, pela Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior - Brasil (CAPES) – Código de Financiamento 001. Agradeço ao CNPq (134232/2015-1) pelo financiamento da pesquisa por meio da bolsa de mestrado e a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo – FAPESP pelo financiamento dos projetos de pesquisas.
Por fim, deixo aqui novamente o meu imenso agradecimento e reconhecimento de que ninguém é autossuficiente que não precise do outro para concretizar sonhos.
[Só sei que nada sei, e o fato de saber disso, me coloca em vantagem sobre aqueles que acham que sabem alguma coisa. Sócrates]
RESUMO
O estudo dos mecanismos de circulação e da hidroquímica das águas superficiais e subterrâneas em ambiente deposicional fluvial resultou na caracterização hidroquímica e isotópica associada às características hidráulicas dos aquíferos da planície aluvionar do Rio Mogi Guaçú, na Estação Ecológica de Mogi Guaçú - EEcMG- SP. Algumas planícies de inundação cobrem extensos aquíferos aluviais e podem fornecer suprimentos de água prontamente acessível, sendo em muitas localidades, a única fonte de água potável para consumo. Por ser um ambiente deposicional, as planícies aluvionares reservam uma complexidade e, essa complexidade reside no fato de que os depósitos aluviais são constituídos por diferentes materiais de fácil movimentação e de rápida mutabilidade que entre outros fatores, influenciam na taxa de infiltração e na composição química das águas subterrâneas. A caracterização hidrogeoquímica e isotópica das águas superficiais e subterrâneas foram baseadas na coleta de 52 amostras, nos períodos menos chuvoso e chuvoso, nas análises laboratoriais para a determinação dos íons maiores, Na+, Ca2+, K + e Mg2+, F-, Cl-, SO₄ 2--S, NO3
_
N, utilizando a Cromatografia de Íons e ICP-MS e nas análises isotópicas, 2H e 18O (‰), pela técnica de Espectroscopia a Laser, a fim de investigar a origem, movimentação, mistura, evaporação e recarga da água subterrânea. A descrição litológica dos poços de monitoramento, o cálculo da Condutividade Hidráulica (K) por meio do Slug test, aplicado ao método analítico de Hvorslev (1951) deram os subsídios para a caracterização hidráulica do aquífero. O uso da modelagem hidrogeoquímica (dissolução-precipitação KS= produto de solubilidade, Índice de Saturação (SI) e Diagrama de Estabilidade Mineral) permitiu a compreensão da hidroquímica da água, identificando a evolução química através das interações, reações e processos químicos que controlam a química dos sistemas aquáticos. Os dados hidrodinâmicos permitiram caracterizar o aquífero como de moderada permeabilidade, de porosidade intergranular, livre, contínuo, homogêneo com Condutividade Hidráulica (K) variando de 3,064 x 10-6 a 1,316x10-3 cm/s. A interpretação dos dados hidroquímicos evidenciou uma variação temporal e espacial das concentrações iônicas, indicando uma baixa mineralização e o predomínio das fácies Ca-HCO3 e Na-HCO3. Os modelos hidrogeoquímicos aqui utilizados sumarizaram que a dissolução incongruente de silicatos, o processo de troca catiônica e a contribuição do CO2 nos processos geoquímicos são as reações mais prováveis que explicariam a evolução química das águas superficiais e subterrâneas da planície aluvionar estudada. Por fim, a composição isotópica inferiu que as águas subterrâneas são de origem pluvial, de curto tempo de residência, com ausência de fracionamento cinético e qualquer perda significativa por evaporação.
ABSTRACT
The study of the circulation mechanisms and hydrochemistry of the superficial and groundwater in a depositional fluvial environment resulted in a hydrochemical and isotopic characterization associated to the hydraulic characteristics of the alluvial plains aquifer of Mogi Guaçú River, at the Mogi Guaçú Ecological Station - EEcMG, in the state of São Paulo. Some floodplains cover extensive alluvial aquifers and can supply readily accessible water; in many places they are the only source of potable water for consumption. Because they are a depositional environment, the alluvial plains conceal a complexity, which resides in the fact that the alluvial deposits are constituted of different materials with easy movement and quick mutability that, among other factors, influence the infiltration rate and the chemical composition of groundwater. The hydrogeochemical and isotopic characterization of superficial and groundwater was based on the gathering of 52 samples (during the rainy and less rainy periods), on the laboratorial analysis to determine the larger ions (Na+, Ca2+, K+ e Mg2+, F-, Cl-, SO₄ 2- -S, NO3-N, with Ion Chromatography and ICP-MS) and on the isotopic analysis (δ
2
H and e δ18O (‰), through Laser Spectroscopy), in order to research the origin, the movement, the mixture, the evaporation and the groundwater recharge. The lithological description of the monitoring wells, the calculation of the Hydraulic Conductivity (K) through the Slug test, applied to the Hvorslev analytical method (1951) offered subsidies for the hydraulic characterization of the aquifer. The usage of hydrogeochemical modeling (solvation-precipitation KS = solubility product, saturation index (SI) and Mineral Stability Diagram) enabled the hydrochemical comprehension of the water and the identification of the chemical evolution through the interactions, reactions and chemical processes that control the chemistry of the aquatic systems. The hydrodynamic data enabled the characterization of the aquifer as moderate permeable, with intergranular, free and continuous porosity, with homogeneous Hydraulic Conductivity (K) varying between 3,064 x 10-6 and 1,316x10-3 cm/s. The interpretation of the hydrochemical data pointed out to a temporal and spatial variation of ionic concentration, indicating low mineralization and the predominance of easy Ca-HCO3 and Na-HCO3. The hydrogeochemical models here employed summarize that the incongruent dissolution of the silicate minerals, the process of cation exchange and the CO2 contribution to the geochemical processes are the most probable reactions that may explain the chemical evolution of the superficial and groundwater of the studied alluvial plain. Finally, the isotopic composition led to infer that the groundwater has pluvial origin, with short time settlement and absence of kinetic fractionation and any significant loss through evaporation.
LISTA DE ILUSTRAÇÕES
Figura 1 - Distribuição dos diversos elementos topográficos e estruturas deposicionais em
planícies de inundação ... 26
Figura 2 - Diagrama de estabilidade mineral da anortita e seus possíveis produtos gibbsita, caulinita e Ca-montmorilonita... 36
Figura 3 - Mapa de Localização da área de estudo – Estação Ecológica Mogi-Guaçú – SP...44
Figura 4 - Dados pluviométricos dos anos de 2010 – 2016, coletados na Estação de Medição de Cresciumal (D-40), situada no município do Leme. . ... 45
Figura 5 - Dados pluviométricos, 2015 e 2016, coletados na Estação de Medição de Cresciumal (D-40), situada no município do Leme. ... 46
Figura 6 - Mapa de localização do Rio Mogi-Guaçu. ... 48
Figura 7 - Esboço geomorfológico da várzea da fazenda Campininha. ... 50
Figura 8 - Mapa pedológico da EEcMG. . ... 51
Figura 9 - Mapa geológico da região na qual a EEcMG está inserida ... 53
Figura 10 - Representação do tubo horizontal preenchido com areia para o experimento da Lei de Darcy. ... 58
Figura 11 - Ilustração do rebaixamento e da recuperação do nível d`água na realização do slug test ... 60
Figura 12 -- Ilustração da aplicação do ensaio tipo slug test utilizando o transdutor de pressão. Sendo este medidor utilizado na pesquisa. ... 61
Figura 13 – (a): Ilustração da geometria dos poços de acordo com o material do aquífero; (b) Ilustração do teste de slug com os parâmetros geométricos necessários para estimar a condutividade hidráulica de acordo com o método de Hvorslev (1951). ... 63
Figura 14 - Gráfico com escala semilogarítmica para o cálculo da recuperação do nível d´água no tempo 37s . ... 63
Figura 15 - Exemplos de Coeficientes de correlação. ... 70
Figura 16 - Poço de monitoramento de água subterrânea. ... 76
Figura 17 - Superfície Potenciométrica da planície aluvionar do rio Mogi-Guaçú – (outubro/2015 – Período menos chuvoso) . ... 77
Figura 18 - Superfície Potenciométrica da planície aluvionar do rio Mogi-Guaçú – (março/2016 – Período chuvoso). ... 78
Figura 19 - Diagrama de Piper das águas superficiais e subterrâneas outubro/2015. ... 88
Figura 20 - Dendograma das amostras de águas superficiais e subterrâneas da área de estudo - outubro/2015. ... 92
Figura 21 - Diagrama de Piper das águas superficiais e subterrâneas março/2016. ... 93
Figura 22 - Dendograma das amostras de águas superficiais e subterrâneas da área de estudos –março/2016...96
Figura 23 - Diagramas de estabilidade mineral dos sistemas Na2O–K2O–MgO–CaO– Al2O3–H2O–SiO2 para as diferentes fases de silicatos, a 25°C e 1 atm atmosférico para as amostras de águas superficiais e subterrâneas do período menos chuvoso...107
Figura 24 - Diagramas de estabilidade mineral dos sistemas Na2O–K2O–MgO–CaO– Al2O3–H2O–SiO2 para as diferentes fases de silicatos, a 25°C e 1 atm atmosférico para as amostras de águas superficiais e subterrâneas do período chuvoso...108
Figura 25 - Índices de saturação das águas superficiais e subterrâneas, período menos chuvoso, em relação às fases minerais selecionadas e pressão parcial de CO2. ...111
Figura 26 - Índices de saturação das águas superficiais e subterrâneas, período chuvoso, em relação às fases minerais selecionadas e pressão parcial de CO2...112 Figura 27a - Relação entre δ18O e excesso de deutério para as amostras de águas superficiais e subterrâneas no período menos chuvoso. ...115 Figura 27b - Relação entre δ18O e excesso de deutério para as amostras de águas superficiais e subterrâneas no período chuvoso . ...115 Figura 28 - Gráficos das Linhas de Águas Local (Campininha) e Linhas Meteóricas Local (Campinas) e Mundial de 18O versus 2H das amostras de águas superficiais e subterrâneas no período menos chuvoso – outubro /2015(a) e período chuvoso – março /2016 (b)...118 Figura 29 - Precipitações totais na área de estudos, meses outubro/2015 (a) e março/2016 (b)...119 Figura 30 - Relação entre δ18O, δ2H e a temperatura das amostras de águas superficiais e subterrâneas para as águas superficiais e subterrâneas para os períodos menos chuvoso (a) e chuvoso (b)...120
LISTA DE TABELAS
Tabela 01 - Dados dos poços: identificação, profundidade, material litológico e da condutividade hidráulica dos poços da planície aluvionar do rio Mogi-Guaçú...75
Tabela 02 - Condutividade hidráulica para materiais
inconsolados...76 Tabela 03 -Concentração dos ânions obtidos pela cromatografia de íons, em mg/L e cátions maiores obtidos por ICP-MS, em mg/L; Temperatura, pH, DO, condutividade elétrica, STD (STD = CE x 0,65, na primeira coleta) das amostras de águas subterrâneas e superficiais coletadas no período menos chuvoso ... ...85 Tabela 04 - Concentração dos ânions obtidos pela cromatografia de íons, em mg/L (ppm) e cátions maiores obtidos por ICP-MS, em mg/L; Temperatura, pH, DO, condutividade elétrica, STD das amostras de águas subterrâneas e superficiais coletadas no período menos chuvoso. ... ...86 Tabela 5 - Variáveis, autovalores e a variância acumulada, obtidos pela análise das componentes principais ... 89 Tabela 6 - Matriz de correlação das amostras de águas superficiais e subterrâneas – outubro/2015 ... Erro! Indicador não definido. Tabela 7 - Variáveis, autovalores e a variância acumulada obtidos pela análise de componentes principais ... 94 Tabela 8 - Matriz de correlação das amostras de águas superficiais e subterrâneas – março/2016 ... 96 Tabela 9 - Índices de Saturação (S.I.) das águas superficiais e subterrâneas em relação às fases minerais selecionadas e pressão parcial de CO2. Nota: índice de saturação (SI) = log [produto da atividade iônica] / KT, onde KT =constante de equilíbrio na temperatura T (PARKHURST e APPELO, 2013); Razões iônicas (meq/L) e Índices de Troca de Basa (i.t.b)) (meq/L) no período menos chuvoso. ... 103 Tabela 10 - Índices de Saturação (S.I.) das águas superficiais e subterrâneas em relação às fases minerais selecionadas e pressão parcial de CO2. Nota: índice de saturação (SI) = log [produto da atividade iônica] / KT, onde KT =constante de equilíbrio na temperatura T (PARKHURST e APPELO, 2013); Razões iônicas (meq/L) e Índices de Troca de Basa (i.t.b)) (meq/L) no período chuvoso. ... 104 Tabela 11 - Valores das variáveis utilizadas na concentração dos Diagramas de Estabilidade Mineral dos sistemas Na2O–K2O–MgO–CaO–Al2O3–H2O–SiO2 para as diferentes fases de silicatos, a 25°C e 1 atm atmosférico para as amostras de águas subterrâneas e superficiais do período menos chuvoso. ... 105 Tabela 12 -Valores das variáveis utilizadas na concentração dos Diagramas de Estabilidade Mineral dos sistemas Na2O–K2O–MgO–CaO–Al2O3–H2O–SiO2 para as diferentes fases de silicatos, a 25°C e 1 atm atmosférico para as amostras de águas subterrâneas e superficiais do período chuvoso ... 106 Tabela 13 -Tabela de possíveis reações químicas que podem controlar a hidrogeoquímica das águas superficiais e subterrâneas da área de estudo. ... 113
LISTA DE SIGLAS
Al - Aluviais
Bdi - Bacia de Decantação de Interior. Bdm - Bacia de Decantação Marginal C.E. – Condutividade Elétrica. Cb - Cambissolos
CBH – MOGI - Comitê de Bacia Hidrográfica do Rio Mogi-Guaçú. D -Diques
ENOS - El Niño Oscilação Sul.
EEcMG - Estação Ecológica de Mogi-Guaçú. GMWL - Linha Meteórica Global da Água.
GNIP - Global Network of Isotopes in Precipitation. i.t.b - Índice de troca de bases
IAEA – Agência Internacional de Energia Atômica. IAP - Produto da Atividade Iônica.
LMWs - Linhas Meteóricas de Águas Locais LV - Latossolo Vermelho-Amarelo
LVC - Latossolo Vermelho-Amarelo Câmbico NA - Nível d’água
Pd - Nível de pedimento.
RMM - Reta Meteórica Mundial. SI – Índice de Saturação.
STD – Sólidos Totais Dissolvidos.
UGRHI9 - Unidade de Gerenciamento de Recursos Hídricos do Mogi-Guaçú. VSMOW - Viena Standard Mean Ocean Water.
SUMÁRIO 1. INTRODUÇÃO ... 19 1.1 OBJETIVOS ... 22 1.1.1 Geral ... 22 1.1.2 Específicos ... 22 2. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA ... 23
2.1 O conceito de planície aluvionar ... 24
2.2 Hidrogeoquímica ... 27
2.2.1 Índices Hidrogeoquímicos ... 29
2.2.2 Razões Iônicas ... 29
2.2.3 Índice de Troca de Bases (I.T.B.)... 30
2.3 Modelagem Hidrogeoquímica ... 30
2.3.1 Dissolução e precipitação ... 32
2.3.2 Índice de Saturação Mineral (SI) ... 33
2.3.3 Diagrama de Estabilidade Mineral ... 34
2.3.4 PHREEQC ... 37 2.4 Isótopos Ambientais ... 38 3 CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA ... 43 3.2 Vegetação ... 46 3.3 Hidrologia ... 47 3.4 Geomorfologia e Solos ... 48 3.5 Geologia ... 51 3.6 Hidrogeologia ... 54 4 MATERIAIS E MÉTODOS ... 56 4.1 Revisão bibliográfica ... 56 4.2 Amostragem ... 56 4.3 Slug Test ... 58 4.3.1 Método Hvorslev ... 61 4.4 Análises Laboratoriais ... 63
4.5 Aquisição e Tratamento dos Dados ... 64
4.5.1 Balanço Iônico... 65
4.5.2 Análise Multivariada ... 65
4.5.4 Obtenção dos Índices de Saturação e dos Diagramas de Estabilidade Mineral ... 70
4.5.5 Reta Meteórica Mundial e Local ... 71
4.5.6 Confecção de mapas ... 72
5 RESULTADOS E DISCUSSÃO ... 73
5.1 Caracterização do aquífero ... 73
5.1.1 Descrição granulométrica do solo ... 73
5.1.2 Condutividade Hidráulica (K) ... 74
5.1.3 Potenciometria do aquífero ... 77
5.2 Hidrogeoquímica ... 79
5.2.1 Caracterização Físico-Química das Águas ... 79
1) Período: outubro de 2015 ... 79
a) Águas superficiais (rio, lago e córrego) ... 79
b) Águas subterrâneas ... 80
2) Período: março de 2016... 81
c) Águas superficiais (rio, lago e córrego) ... 81
d) Águas subterrâneas ... 82
5.2.2 Classificação Química das Águas: ... 87
a) Período: outubro de 2015 ... 87
a) Período: março de 2016 ... 92
5.2.3 Evolução química das águas ... 96
1)Águas superficiais ... 96
2) Águas subterrâneas ... 98
5.3 Diagrama de Estabilidade Mineral e Índices de Saturação ... 101
5.4 Isótopos ambientais ... 114
5.4.1 Águas superficiais (Rio, lagoa e córrego) ... 114
5.4.2 Águas subterrâneas ... 115 6 CONCLUSÃO ... 121 7 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ... 124 APÊNDICE A ... 134 APÊNDICE B ... 136 APÊNDICE C ... 138 ANEXO A ... 139 ANEXO B ... 140 ANEXO C ... 141 ANEXO D ... 143 ANEXO E ... 147 ANEXO F... 149
1. INTRODUÇÃO
Christofoletti (1981) define planície de inundação como uma faixa composta por sedimentos aluviais que bordeja o curso d’água e é periodicamente inundada pelas águas oriundas do transbordamento dos rios. Em rios meandrantes, a planície de inundação apresenta topografia diversificada, e a migração das curvas meândricas faz com que muitos aspectos relacionados à erosão e sedimentação integrem a configuração de feições características.
As planícies aluviais são produzidas por processos físicos de deposição dos rios numa variedade de subambientes sedimentares, cujas variações dominantes produzem uma grande variedade de formas. Nas planícies dos rios estão registradas as mudanças históricas do ambiente ao longo do tempo em que ela se formou (LEWIN, 1996).
A planície de inundação geralmente desempenha o papel de armazenar volume de água durante a propagação do escoamento, com lentas trocas de água entre uma parte da planície e outra (CUNGE et al., 1980).
Esse ambiente de saturação hídrica, permanente ou temporário, exerce uma função importante do ponto de vista hidrológico, geomorfológico e ecológico. Uma vez que, dependendo do equilíbrio hidrológico, através do processo de infiltração, que alimentam os fluxos fluviais a partir dos depósitos subterrâneos.
Stanford & Ward (1993) propõem basicamente que a água se move através de caminhos intersticiais subterrâneos, determinados em grande parte pela dinâmica geomorfológica das planícies alagáveis, modulando a paisagem dessas áreas. Esses autores propõem o conceito de "corredor hiporréico", que incorpora as interações do canal superficial com o aquífero nos modelos de continuidade dos rios.
A dinâmica das planícies aluvionares, sua vegetação e suas interações, desempenha funções relacionadas à geração do escoamento direto em microbacia, contribuindo como o aumento da capacidade de armazenamento da água, com a manutenção da qualidade da água, através da filtragem superficial de sedimentos, e à retenção, pelo sistema radicular da mata ciliar, de nutrientes liberados dos ecossistemas terrestres (efeito tampão), além de proporcionar estabilidade das margens, equilíbrio térmico da água e formação de corredores ecológicos. No entanto, o estudo hidrogeológico em planícies aluvionares ainda é assunto pouco desenvolvido na região sul e sudeste do Brasil, visto que,
essas áreas eram consideradas como zona de recarga ou descarga de sistemas hidrogeológico locais e regionais.
Já na região nordeste, em detrimento de fatores como a estiagem prolongada e a contaminação dos aquíferos pela intrusão marinha, vários estudos hidrogeológicos são desenvolvidos nas planícies fluviais e costeiras (DE MEDEIROS et al., 2018; COSTA, 2018 e OLIVEIRA et al., 2018). Uma vez que, as aluviões fluviais constituem as principais reservas de água potável para o abastecimento público em geral, mesmo com um alto teor salino.
De acordo com Pontes Filho (2018) grande parcela dos escassos recursos hídricos do semiárido brasileiro estão armazenados nos aquíferos aluviais, servindo como importante fonte para o abastecimento de comunidades rurais e a irrigação de pequeno porte, diante da intermitência dos rios da região.
A Estação Ecológica de Mogi-Guaçú (EEcMG) localiza-se no Distrito de Martinho Prado, município de Mogi Guaçú, na Unidade de Gerenciamento de Recursos Hídricos do Mogi-Guaçú – UGRHI9, na porção nordeste do Estado de São Paulo, às margens do Rio Mogi-Guaçú. A área de estudo se trata de uma planície aluvional que apresenta inúmeras formas de relevo como as bacias de inundação, os paleocanais, os terraços fluviais.
Segundo Zancopé e Perez Filho (2006) a distribuição dos padrões de canal do Rio Mogi Guaçú está ligada à distribuição das litologias e estruturas geológicas da bacia hidrográfica. Essas litologias e estruturas atuam de passiva e ativamente, gerando níveis de base regionais, truncando o perfil longitudinal e a dinâmica fluvial, promovendo a formação de planícies aluviais e padrões de canal resultantes do ajustamento entre as variáveis de cada trecho.
Neste sentido, os depósitos aluviais são amplamente encontrados ao longo das margens do rio Mogi-Guaçú e que no contexto hidrogeológico se caracterizam como rochas porosas de natureza complexa. São formados de materiais grossos (cascalhos e seixos) que têm grande permeabilidade e de materiais finos mais ou menos argilosos, cuja composição química é muito variável porque às vezes são atravessadas por águas superficiais de rios ou porque as águas dos terrenos mais antigos de misturam (SZIKSZAY, 1993).
Porém, as principais interações modificadoras da composição química das águas no interior dos aquíferos como: processos de dissolução de gases e minerais, reações de troca iônica, redox, ácido-base, complexação e de precipitação, melhor caracterizam a história evolutiva do percurso da água.
Por este motivo a utilização de estudos isotópicos associados a dados hidrogeoquímicos, constituem na atualidade, uma importante ferramenta para investigar a origem e a história das águas subterrâneas, na determinação e diferenciação de fontes de águas subterrâneas, como também a interação entre água superficial e subterrânea, além de fornecer informações importantes a respeito da recarga dessas águas subterrâneas.
O 2H e o 18O são determinados, sobretudo pelo processo meteórico, eles podem servir como um traçador natural para a origem das águas subterrâneas. No entanto, ambos variam regionalmente ao longo do tempo porque podem sofrer influência da temperatura, que controla a evaporação e os processos de condensação (CRAIG, 1961).
Nesse sentido, os isótopos 2H e 18O marcam distintas partes do ciclo hidrológico, como verdadeiras “impressões digitais”, possibilitando o conhecimento da história da água. Estes, fornecem informação de base, uma vez que os isótopos 18O e 2H variam sistematicamente após a evaporação da água do mar, a condensação durante o transporte atmosférico do vapor de água e a evaporação das águas superficiais e subterrâneas após a precipitação.
Várias pesquisas usando como ferramentas os estudos hidroquímicos e os isótopos ambientais para a caracterização das águas subterrâneas em todo o país e mundialmente são realizadas (WASSENAAR et al., 2011; HUGHES, C. E.; CRAWFORD, J., 2013; PEREIRA, R. et al., 2014; HE, S; RICHARDS, K., 2016; BATISTA, L. V; GASTMANS, D., 2016; TAN, H. et al., 2017; SHAMSUDDIN, M. K. N. et al., 2018) e comprovam a importância de estudar e analisar os processos que regem a dinâmica das águas subterrâneas e sua interação com as águas superficiais.
A hidroquímica e as composições de isótopos estáveis (18O e 2H) das águas subterrâneas fornecem informações críticas sobre as fontes e o momento da recarga de água subterrânea, a interação água-rocha ao longo dos caminhos de fluxo e a mistura de diferentes massas de água subterrânea (NÉGREL et al., 2011).
O uso integrado de traçadores isotópicos e hidroquímicos é uma abordagem eficaz para investigar os processos hidrológicos complexos das águas subterrâneas em escalas espaciais e temporais (CLARK e FRITZ, 1997; GIBSON et al., 2008).
Na Estação Ecológica de Mogi-Guaçú (EEcMG) existem poucos estudos que tratam da especificidade hidroquímica e isotópica das águas subterrâneas, sendo que a maioria dos trabalhos são voltados para a área da Geomorfologia ou temas mais gerais.
O presente estudo buscou a aplicação de diversas técnicas analíticas embasadas na literatura específica para compreender melhor dinâmica das águas subterrâneas, as interações água-rocha, a interação entre águas subterrâneas e superficiais, a identificação de condições de recarga e armazenamento e a caracterização do aquífero da área de estudo.
1.1 OBJETIVOS
1.1.1 Geral
Compreender os mecanismos de circulação das águas subterrâneas em aquíferos aluvionares da planície de inundação do rio Mogi Guaçu e suas relações com as águas superficiais, baseados na caracterização hidroquímica e isotópica associada às características hidráulicas destes aquíferos.
1.1.2 Específicos
Analisar a dinâmica da interação entre as águas subterrâneas e superficiais da EEcMG – SP;
Caracterizar as águas subterrâneas quanto a sua origem, dinâmica e composição química.
2. FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA
Toda água que circula na superfície e subsuperfície da Terra é regida pelo ciclo hidrológico, que numa concepção simplista, retrata grandes transferências de água entre continentes e oceanos. A circulação global da água na terra é resultado de sistemas dinâmicos e não-lineares, em virtude de que o ciclo hidrológico engloba a superfície terrestre, a atmosfera, os movimentos da terra e principalmente o balanço energético solar. Em escala global, o ciclo hidrológico caracteriza-se pelo intercâmbio de circulações que ocorre em dois sentidos: no sentido superfície-atmosfera, onde o fluxo de água acontece fundamentalmente na forma de vapor, e no sentido atmosfera superfície, onde a transferência mais comum é na forma de água/neve (SILVEIRA, 1997; TUCCI, 2006).
Silveira (1997), define o ciclo hidrológico como sendo o fenômeno de circulação de água entre a atmosfera e superfície terrestre. No nível global é um sistema fechado, porém no nível local é um sistema aberto, pois o volume precipitado em uma determinada área pode ter origem em diversas outras áreas, diferente daquela onde ocorreu efetivamente a precipitação.
Neste sentido, a bacia hidrográfica é compreendida como um sistema aberto, dotado de complexidade e particularidades fundamentais, no qual ocorre uma interação com o ciclo hidrológico cuja dinâmica e variabilidade são condicionados aos diversos componentes, processos e as interações que nele ocorrem.
Na concepção de Vilella e Mattos (1975), a bacia hidrográfica é compreendida como área cujo escoamento, superficial ou subterrâneo, alimenta o deflúvio em determinada seção de um curso d`água, lago ou oceano. Área drenada por um rio ou por um sistema fluvial. Conjunto de terras drenadas por um rio principal e seus afluentes (CHRISTOFOLETTI,1980; GUERRA,1997).
Os sistemas fluviais como principais componentes das bacias de drenagens, não se apresentam apenas como um recurso natural, mas têm funções importantes na vida humana, no condicionamento ambiental e, principalmente no modelado do relevo.
Os rios e as redes de drenagem são parte integrante dos sistemas ambientais físicos. Em virtude de sua aptidão relacionada aos processos de erosão, transporte e deposição, os rios constituem significativos agentes geológicos e geomorfológicos, uma vez que, contribuem para as contínuas transformações das paisagens e são corresponsáveis pela permanente esculturação do relevo da superfície terrestre (ZANCOPÉ, 2008).
O trabalho fluvial consiste na capacidade de o rio remover e transportar sedimentos detríticos e lançá-los em outro rio, lago, mar ou oceano, ou depositá-los na planícies fluviais, flúvio-marinhas ou flúvio-lacustres (op. cit.).
O entrelaçamento das ações erosivas e deposicionais, no tempo e no espaço, produz complexos de formas topográficas que surgem como respostas a ambientes de sedimentação em escala de grandeza maior, caracterizando as planícies de inundação, os deltas, os cones aluviais e as formações sedimentares (CHRISTOFOLETTI,1981).
2.1 O conceito de planície aluvionar
A planície aluvionar como produto do trabalho fluvial constitui a forma mais comum de sedimentação fluvial, é formada pelas aluviões ou por materiais variados depositado nos canais fluviais ou fora dele.
A planície aluvial é um compartimento elaborado pelo sistema fluvial associado processos de formação e abandono de meandros, formando uma sequência de depósitos resultantes do trabalho do próprio rio, como consequência de alternâncias climáticas ou ajustamento do leito fluvial devido a neotectônica, evidenciados por depósitos de cascalheiras e areia grossa que apresentam alto grau de esfericidade e desarestamento, como resposta ao transporte fluvial (CASSETI, 2005).
A planície de inundação é a faixa fluvial composta de sedimentos aluviais, bordejando o curso de água, e periodicamente inundada pelas águas de transbordamento provenientes do rio. Embora essa definição seja razoável, a planície de inundação pode ser definida de delimitada, por critérios diversos conforme a perspectiva e os objetivos do pesquisador. Para o geólogo, é a área do vale fluvial recoberta com materiais depositados pelas cheias; para o hidrólogo, é a área do vale fluvial periodicamente inundada por cheias de determinadas magnitudes e frequências; para o geomorfólogo a planície de inundação apresenta configuração topográfica específica, com formas de relevo e depósitos sedimentares relacionados com as águas fluviais, na fase do canal e na de transbordamento (CHRISTOFOLETTI,1981).
Os depósitos da planície de inundação são constituídos essencialmente por sedimentos finos depositados durante as grandes enchentes, quando as águas ultrapassam os diques marginais e inundam as planícies. Devido à inconsistência do material detrítico, há facilidade para a movimentação de sedimentos e para a esculturação de formas topográficas de natureza deformável e de rápida mutabilidade.
Nesse contexto, formas de relevo desenvolvidas por processos de sedimentação que ocorram fora do canal fluvial, na superfície da planície de inundação, constitui também elementos característicos de sua composição como os diques marginais, os sulcos, os depósitos de recobrimento e as bacias de inundação (FIGURA 1 abaixo).
A reorganização do material constituinte da planície aluvial ocorre em favor das condições ambientais de sedimentação dos fluxos fluviais promovidas pela migração dos meandros. Ao deslocar-se, o canal remove o material da planície que compõe a margem côncava e deposita, na margem convexa, parte da carga detrítica que transporta. O sentido do deslocamento do meandro estabelece a frente erosiva, e a deposição na margem oposta reconstrói a planície, fechando o ciclo sedimentar (ZANCOPÉ, 2008).
Embora englobando o canal fluvial, como um subsistema, a planície de inundação não deve ser confundida e nem caracterizada pelos processos e formas de relevo desenvolvidos no canal fluvial (CHRISTOFOLETTI, 1981).
De acordo com Zancopé (2008), os processos fundamentais de sedimentação nas planícies aluviais de rios meandrantes são a deposição por acréscimo vertical e a deposição por acréscimo lateral. Os depósitos de acréscimo vertical incluem os sedimentos depositados nas planícies nas épocas dos transbordamentos (floodplain deposits) junto às margens fluviais (depósitos proximais) e aqueles que se depositam no interior da planície (depósitos distais). Os depósitos de acréscimo lateral são formados nas margens do canal fluvial pela atividade do fluxo, onde os sedimentos são dispostos, frequentemente, em barras inclinadas, originados pela migração lateral do canal.
A relação entre a migração lateral do canal fluvial e os processos de deposição promove uma rede de fácies sedimentares e formas de relevo nas planícies aluviais de rios meandrante. Adicionalmente, os processos pedogenéticos agem sobre esses materiais que, interagindo com a migração do canal e as taxas de sedimentação, dão origem a um complexo mosaico de tipos de solo na planície aluvial (ZANCOPÉ, 2008).
Assim, as condições de sedimentação, do arranjo estrutural do acamamento sedimentar, da distância em relação ao canal, da flutuação do nível freático, da posição topográfica na planície, da composição mineralógica dos sedimentos, bem como do tempo de exposição aos processos, originam as fácies, o relevo e os solos da planície de inundação.
Figura 1 - Distribuição dos diversos elementos topográficos e estruturas deposicionais em
planícies de inundação ( CHRISTOFOLETTI, 1981).
De acordo com Perez Filho et al., (1980) quatro níveis geomórficos são encontrados na planície aluvial do Rio Mogi Guaçú, adjacentes ao meandramento da EEcMG. Os dois mais elevados corresponderiam a níveis de terraços, apresentando solos mais intemperizados, enquanto que os dois mais baixos, apresentando solos menos intemperizados, margeiam o canal fluvial e corresponderiam a níveis da planície de inundação atual. Esses diferentes níveis geomórficos e estágios de evolução dos solos corresponderiam às mudanças da dinâmica fluvial do Rio Mogi Guaçú ligadas às oscilações climáticas quaternárias (PEREZ FILHO, 1987).
Os depósitos aluviais são amplamente encontrados ao longo das margens do rio Mogi-Guaçú e que no contexto hidrogeológico se caracterizam como rochas porosas complexas. São formados de materiais grossos (seixos) que têm grande permeabilidade e de materiais finos mais ou menos argilosos, cuja composição química é muito variável porque às vezes são atravessadas por águas superficiais de rios ou porque as águas dos terrenos mais antigos que se misturam (SZIKSZAY, 1993, pág. 69).
Essa complexidade reside no fato de que os depósitos aluviais são formados por diferentes materiais (alóctones e autóctones) que influenciam na taxa de infiltração e na composição química das águas subterrâneas da planície aluvionar. Areias tem alto coeficiente de porosidade e permitem rápida passagem de fluidos, enquanto argilas têm baixo coeficiente
de permeabilidade e produzem lenta passagem de fluidos de qualquer natureza (SELLEY, 1976).
Outro fator importante consiste que nessa região, ocorrem importantes trocas de volumes de água entre o canal principal e a planície de inundação, e os vários lagos que a compõem são interligados por canais de comunicação, podendo ocorrer diferentes processos geoquímicos como hidrólise, precipitação, troca iônica, intemperização e como consequência causam variações na composição química da água nesse ambiente.
Os estudos de modernos depósitos aluviais mostram que eles podem ser classificados em numerosas subfácies, cada uma depositada em um subambiente específico. Cada subfácies pode ser definida pela sua geometria, litologia, estruturas sedimentares, paleocorrentes deposicionais e conteúdo fossilífero (SUGUIO, 1973).
2.2 Hidrogeoquímica
A água em seu estado natural reúne um certo número de características que lhe são conferidas através de processos naturais resultantes de interação água-rocha. Existe uma relação entre a composição química da água e sua capacidade de incorporar substâncias orgânicas e inorgânicas ao reagir com os minerais constituintes e sedimentos que formam os aquíferos pelos quais percola.
Através da hidrogeoquímica é possível determinar o tempo e a fonte das águas subterrâneas estimando quanto tempo de residência da água no aquífero; permite a identificação da composição mineral dos materiais do aquífero e como ocorre o processo de mistura de águas de diferentes fontes, além disso, é possível avaliar quais os tipos de processos geoquímicos ocorrem no percurso da água através do sistema.
O conhecimento de hidroquímica é essencial para determinar a origem da composição química das águas subterrâneas (ZAPOROZEC,1972). A hidrologia e geoquímica das águas foram ainda discutidos nas obras clássicas de Stumm e Morgan (1996), Hem (1991), Drever (1988) e Domenico e Schwartz (1998), Hounslow (1995), Fetter (1988), Custódio & Llamas (2005), Langmuir (1997), Apello & D. Postma (2005) entre outros.
A água é o agente químico natural mais importante e abundante, capaz de incorporar grandes quantidades de substâncias, responsável pela distribuição de elementos na superfície terrestre e na hidrosfera (CUSTÓDIO & LLAMAS, 2005).
Ao infiltrar-se a água tem sua composição modificada em função dos minerais com os quais entrará em contato e dos diversos processos atuantes como hidrólise, precipitação, adsorção, troca-iônica, oxirredução, solubilidade do carbonato, processos isotópicos e até processos biológicos (HEM 1985, FETTER,1988). É possível, inclusive, deduzir os minerais-fontes a partir da análise da água, como esquematizado por Hounslow (1995).
Na literatura, muitas metodologias diferentes foram aplicadas para estudar, avaliar e caracterizar as fontes de variação na geoquímica das águas subterrâneas. Entre esses métodos estão os estudos hidrogeoquímicos, as técnicas multivariadas e a modelagem geoquímica entre outros.
Com base no estudo hidroquímico dos principais constituintes é possível determinar a fácies hidroquímicas e os processos geoquímicos dominantes (RAJU et al., 2011; AHMED, 2016; BECHER QUINODOZ et al., 2018) que ocorrem no interior do aquífero, bem como, a determinação das fontes de recarga, a conexão hidráulica entre diferentes aquíferos e interconexão entre aquíferos e corpos d'água superficiais e a evolução química das águas superficiais e subterrâneas (LIU et al., 2015; SARKAR et al., 2017; BATISTA et al., 2018).
Nas águas naturais as substâncias dissolvidas correspondem ao STD na sua maioria em estado iônico como resultado dos processos físicos e químicos do intemperismo das rochas. As águas como soluções complexas, contêm vários íons e gases dissolvidos. Elas também contêm nano e micropartículas de minerais, macromoléculas de matéria orgânica e microrganismos em suspensão.
Os íons mais abundantes são denominados principais ou maiores (Cl-, SO42-, HCO3-, CO3-2, Na+, Ca2+, Mg2+, K+) e normalmente estão presentes em concentrações superiores a 5 mg/L (CUSTÓDIO & LLAMAS, 2005). Os íons menores estão presentes em concentrações que variam de 5 mg/L e 0,01 mg/L (NO3-, Sr2+, F-, Fe2+ e Fe3+). Os traços normalmente apresentam-se dissolvidos em concentrações inferiores a 0,01 mg/L, compreendendo normalmente o Br-, PO4-³, Mn2+, Mn3+, Zn2+, Cu2+ (CUSTÓDIO & LLAMAS, op. cit.).
Os gases dissolvidos na água subterrânea não são comumente determinados nas análises químicas, sendo o oxigênio, o gás sulfídrico e o gás carbônico os de maior interesse nos estudos das águas subterrâneas. Os gases nobres (He, Ne, Ar, Kr e Xe), são traçadores utilizados para caracterizar a recarga da água subterrânea e condições de fluxo (WEISS, 1970; KIPFER et al., 2002).
Outro ponto relevante consiste nas propriedades físico-químicas das águas tais como a alcalinidade, o pH, uma vez que, influenciam nos processos de dissolução dos íons, da precipitação, da troca iônica, de oxirredução entre outros.
2.2.1 Índices Hidrogeoquímicos
Geralmente, a composição química das águas subterrâneas depende -principalmente dos processos geoquímicos ao longo dos caminhos de escoamento dentro do sistema de águas subterrâneas. Na área da EEcMG, presume-se que seja influenciada por muitas reações químicas que podem ser usadas para inferir as fontes dos diferentes íons nas águas subterrâneas, bem como a sua evolução química.
Neste sentido, as razões iônicas podem indicar um certo relacionamento com o litotipo do qual a água se origina, indicar a ação de fenômenos modificadores ou indicar uma característica específica da água considerada (FEITOSA e FILHO, 1997). Certas razões podem indicar várias reações químicas, especialmente quando usadas com outras razões ou parâmetros. Se a composição do aquífero é conhecida, então o processo de análise dos dados para possíveis reações é consideravelmente simplificado (HOUNSLOW, 1995).
2.2.2 Razões Iônicas
As razões iônicas calculadas, rNa+/rCa2+, rCa2+/rSO42-, rNa+/rCl-, rHCO3-/rNa+, foram utilizadas no intuito de avaliar a litologia predominante na drenagem das águas superficiais, como grau de salinidade das águas subterrâneas e em conjunto com o índice de troca de bases (i.t.b.) indicar fatores modificadores que ocorrem no interior do aquífero.
As revisões das razões iônicas dos elementos principais basearam-se na literatura aplicada principalmente de Custódio e Llamas (2005), Hounslow (2005) e Schoeller (1962).
Processos hidroquímicos como a erosão, a meteorização de silicatos, a troca iônica e a evaporação (WEN et al., 2008; BARZEGAR et al., 2016) são identificados usando as razões iônicas em estudos hidroquímicos das águas subterrâneas.
2.2.3 Índice de Troca de Bases (I.T.B.)
É a troca de bases que afeta principalmente os cátions, Na+, Ca2+, Mg2+ e também o H+, Li+ e o Sr2+, enquanto que o K+ e o NH4+ tendem a ser fixados irreversivelmente.Geralmente esta troca também modifica as relações entre cátions, tais como rK+/rNa+, rNa+/rCa2+, rNa+/rMg2+, rMg2+/rCa2+, rNa+/r (Mg2+ + Ca2+), % rNa+, rCa2+/rCl-, rMg2+/rCl-, rNa+/rCl-, etc. De acordo com Schoeller (in Feitosa e Filho, 1997), o Índice de Troca de Bases (ITB) é dado (FEITOSA e FILHO, 1997).
(1)
O que significa que os metais alcalinos da água por metais alcalino-terrosos da rocha. Se a composição inicial de Ca2+ + Mg2+ = SO42- + HCO3- + NO3- , o i.t.b. é:
(1.1)
Significando que os metais alcalino-terrosos da água foram trocados por metais alcalinos da rocha. Nas águas subterrâneas o índice de troca de bases pode assumir um valor positivo ou negativo, mas em geral, próximo de zero. Quando o terreno oferece os metais alcalinos o i.t.b. é negativo e quando a água oferece os metais alcalinos o i.t.b. é positivo (SZIKSZAY, 1993).
Um aumento no valor de i.t.b. indica uma troca de bases com endurecimento da água e sua diminuição indica troca de base com abrandamento. Quando ocorre uma redução de sulfatos, o valor do i.t.b. determinado pela equação (1) não é alterado, porém o valor determinado através da equação (1.1) sofre alteração. O mesmo acontece quando se dissolve ou precipita a CaCO3 ou CaSO4-. O valor do i.t.b. tende a aumentar lentamente com o aumento da salinidade da água (modificado de FEITOSA e FILHO, 1997).
2.3 Modelagem Hidrogeoquímica
Os modelos hidrogeoquímicos são ferramentas importantes na compreensão da hidroquímica da água, pois, identificam quais interações, reações e processos controlam a química dos sistemas aquáticos. De acordo com Hounslow (1995) essa abordagem determina
quais minerais provavelmente se dissolveram ou precipitaram, ou quais reações podem ter ocorrido para dar a água uma composição específica.
A especiação, a determinação de índices de saturação, a mistura de diferentes águas, a modelagem inversa, por exemplo, são alguns dos problemas típicos aos quais se aplicam modelos geoquímicos. Estes baseiam-se nas leis químicas e termodinâmicas que independem do ambiente geológico e, ao serem associados a dinâmica da água buscam responder possíveis perguntas inerentes a estes sistemas naturais complexos. Tal método traduz em números a hidroquímica e programas de computação adequados são requeridos, a exemplo, o PHREEQC (PARKHURST e APPELLO, 1999).
A qualidade química da água resulta de solução de sólidos (minerais), precipitação de sólidos, solução ou evolução de gases e sorção / troca iônica. O primeiro passo na interpretação de uma análise de água usando uma abordagem termodinâmica é a aquisição das seguintes informações, que podem ser obtidas a partir de uma análise de água razoavelmente completa: especiação, saturação e oxidação/redução (HOUNSLOW, 1995).
A lei da ação de massas, fundamentalmente, descreve qualquer equilíbrio químico, dada pela equação (HOUNSLOW, 1995; APPELO E POSTMA, 2005; FAURE, 1998):
aA + bB ↔ cC + dD (2)
A distribuição em equilíbrio das espécies à esquerda e à direita da reação é dada por: (2.1)
Onde a,b,c,d representam o número de mols dos reagentes A,B e dos produtos C, D, respectivamente para a equação 1; K é conhecido como a constante de equilíbrio termodinâmico ou de dissociação, equação (1.1). Determina a concentração de cada íon em solução. E, [ ] representam a concentração em mol/l das espécies inclusas.
Segundo Merkel et. al., (2012) em particular, o termo K é definido em relação aos seguintes tipos de reações:
• Sorção: KD = coeficiente de distribuição e KX = coeficiente de seletividade;
• Formação-dissolução de complexos: K = constante de complexação, constante de estabilidade;
• Reações de oxidação-redução: K = constante de estabilidade.
Na lei de ação das massas, as quantidades das substâncias são representadas como atividades ai e não concentrações ci de uma espécie i (Merkel et.al., 2012):
ai = fi . ci (3)
Na equação 3, o coeficiente de atividade fi é um fator de correção específico para cada íon, que descreve as interações mútuas entre os íons carregados. A atividade mede a capacidade dos íons em reagir numa solução. O coeficiente de atividade varia com a força iônica da solução, a carga do íon, o tamanho do íon, e a temperatura.
2.3.1 Dissolução e precipitação
O produto de solubilidade é um tipo especial de constante de equilíbrio que nos permite prever a concentração do íon liberado quando uma substância se dissolve na água (HOUNSLOW, 1995).
A dissolução e a precipitação podem ser descritas pela lei da ação de massas como reações reversíveis e heterogêneas. Em geral, a solubilidade de um mineral é definida como a massa do mineral que pode ser dissolvida num volume-padrão de solvente (MERKEL et. al., 2012).
A constante de equilíbrio do produto de solubilidade dada por (HOUNSLOW, 1995; MERKEL et.al, 2012):
AB ↔A + B (4)
(5)
A atividade ou concentração do sólido AB é igual a 1, a constante de equilíbrio da lei da ação de massas reverte-se na constante do produto de solubilidade (KPS) ou no produto da atividade iônica (IAP), como segue:
(6)
O produto de solubilidade depende do mineral, do solvente, da pressão ou da pressão parcial de certos gases, da temperatura, pH, EH+ e dos íons previamente dissolvidos na água e em que proporção estes já formaram complexos. Desses, somente a temperatura e a pressão devem ser consideradas fatores adicionais.
2.3.2 Índice de Saturação Mineral (SI)
A determinação do grau de saturação ou insaturação da solução em relação a um determinado mineral ou sólido, é um dos objetivos do cálculo da termodinâmica. Utilizando os índices de saturação (SI), é possível predizer a mineralogia reativa do subsolo a partir de dados da água subterrânea sem coletar as amostras da fase sólida e analisar a mineralogia (DEUTSCH, 1997).
Os índices de saturação (SI) são definidos como o logaritmo da razão do produto da atividade iônica (IAP) para a constante de equilíbrio mineral a uma dada temperatura e expressos como (HOUNSLOW, 1995; APPELO E POSTMA, 2005; MERKEL et.al,2012):
(7)
O logaritmo do quociente entre o produto da atividade iônica (IAP) e o produto de solubilidade (KPS) é denominado índice de saturação (SI). O IAP é o produto das atividades elementares. As concentrações determinadas nas análises químicas devem ser transformadas em atividades, considerando a força iônica, a temperatura e a formação dos complexos. O produto de solubilidade é a solubilidade máxima possível, na respectiva temperatura da água (MERKEL et.al, 2012).
Então se:
• IAP ˃ KPS a solução é supersaturada e a precipitação pode ocorrer,
• IAP ˂ KPS a solução é insaturada e mais da fase sólida pode ser dissolvida.
Portanto, um SI positivo especifica que a água é supersaturada em relação à fase mineral particular e, portanto, incapaz de dissolver mais do mineral e sob condição físico-química adequada, a fase mineral em equilíbrio pode precipitar. Um índice negativo indica condição de subsaturação e dissolução da fase mineral, enquanto o SI neutro está em equilíbrio com a fase mineral.
De acordo com Merkel et.al. (2012), um valor igual a 1 significa uma supersaturação de dez vezes, um valor de -2 significa uma subsaturação de cem vezes em relação a dada fase mineral. Na prática, pode-se supor o equilíbrio para o intervalo de -0.05 a 0.05. Se o valor determinado para o SI é menor que -0.05 a solução está subsaturada em relação ao mineral correspondente, e, se o SI excede +0.05 a água está supersaturada com respeito a esse mineral.
2.3.3 Diagrama de Estabilidade Mineral
Diagramas de estabilidade têm sido amplamente utilizados para entender o comportamento geoquímico entre minerais e fase aquosa. Objetivam também o estudo do processo de intemperismo do silicato no intuito de demarcar as fases silicatos mais estáveis nas águas naturais (GARRELS e CHRIST, 1965; STUMM e MORGAN, 1996).
A estabilidade destes minerais em um sistema de águas subterrâneas pode ser avaliada calculando o estado de saturação da água subterrânea para um dado mineral. As condições hidrológicas combinadas com a taxa de intemperismo mineral determinam a natureza do produto de intemperismo (APPELO E POSTMA, 2005).
No entanto, ao considerar a estabilidade mineral e produtos do intemperismo dos silicatos, algumas observações são pertinentes. Primeiro, a dissolução do silicato primário é lenta e cineticamente controlada enquanto que a precipitação do produto de intemperismo secundário é mais rápida e se aproxima do equilíbrio, em outras palavras, significa que a cinética de dissolução do silicato primário é, portanto, uma limitação geral da taxa no processo de intemperismo.
Segundo Appelo e Postma (2005), a concentração do Al3+ em águas subterrâneas de pH próximo do neutro é regularmente muito baixa o que dificulta uma análise com
precisão. Em terceiro lugar, aglomerados de complexos de hidróxidos de alumínio podem estar presentes na água, os quais podem não ser removidos completamente através da filtração de filtros de 0,45 ou mesmo 0,1 µm, portanto, não sendo contabilizados no modelo de especiação. Por fim, a difícil representação por meio de diagramas que incluam parâmetros relevantes de múltiplas variáveis que afetam o estado de saturação e a estabilidade de um determinado mineral.
De acordo com Appelo e Postma (2005), para contornar esses problemas, diagramas de estabilidade de silicatos foram planejados, assumindo que todo o Al3+ é preservado no produto de intemperismo.
A Figura (2) sumariza o diagrama de estabilidade para os silicatos de Ca2+. Nele observa-se os campos de estabilidade para o feldspato anidrita e seus possíveis produtos de intemperismo gibbsita, caulinita e Ca-montmorilonita expressos como uma função de log [Ca+2]/[H+]2 e log [H4SiO4] (APPELO E POSTMA, 2005).
A escolha peculiar do parâmetro do eixo y pode ser entendida considerando a reação entre anortita e gibbsita, dada por:
CaAl2Si2O8 + 2H+ + 6H2O → 2Al(OH)3 + Ca2+ + 2H4SiO4 (8)
anortita gibbisita
Na (Equação 8) reação todo o Al3+ liberado da anortita é preservado na gibbisita. A estabilidade relativa entre os dois minerais é, portanto, controlada por sílica dissolvida, e pH. A equação de ação de massa da reação acima é:
log K= log [Ca2+] + 2log[H4SiO4] – 2log[H +
] = 6,78 (APPELO e POSTMA, 2005) (9)
Rearranjando a Equação (9), tem-se:
log K = log ([Ca2+]/[H+]2) + 2log[H4SiO4] = 6,78 (10)
A equação (10) é plotada como uma linha reta com inclinação 2 no diagrama de estabilidade (Figura 2) e as quatro variáveis foram reduzidas para duas. Em geral, a expressão no eixo y tem a forma log ([cátionn+] / [H+] n) e reflete que a carga de cátions liberados deve ser equilibrada pelo consumo de H +.
O equilíbrio entre Ca-Montmorilonita e caulinita e caulinita e gibbisita são descritas pelas seguintes reações e suas respectivas equações de ação de massas (APPELO e POSTMA, 2005):
2H+ + 3Ca0.33[Si7.33Al0.67][Al4]O20(OH)4 + 23H2O ⇔ 7Al2Si2O5(OH)4 + 8H4SiO4 + Ca 2+
Ca-Montmorilonita caulinita (11)
log K = log([Ca2+] / [H+]2) + 8log[H4SiO4] = -15,7 (12)
Al2Si2O5(OH)4 + 5H2O ⇔ 2Al(OH)3 + 2H4SiO4 (13)
caulinita gibbisita
log K = 2log[H4SiO4] = - 9,8 (14)
A figura (2) inclui as linhas de estabilidade para quartzo e sílica amorfa. Para ambas as substâncias, a solubilidade é descrita pela seguinte reação:
SiO2(s) + 2H2O ⇔ H4SiO4 (15)
Figura 2 - Diagrama de estabilidade mineral da anortita e seus possíveis
produtos gibbsita, caulinita e Ca-montmorilonita.
Com constantes de equilíbrio de K (quartzo) = 10-4 ° e K [SiO2(am)] = 10-2,7, do qual obtemos para quartzo e sílica amorfa:
log[H4SiO4 ]= -4 (16) log[H4SiO4 ]= -2,7 (17)
O H4SiO4 permanece indissociável a valores de pH abaixo de 9, e a estabilidade das fases de SiO2 (s) é determinada pelo produto de solubilidade da reação (Equação 18) (APPELO e POSTMA, 2005):
K = [H4SiO4] (18)
A principal aplicação dos diagramas de estabilidade consiste em que as amostras podem ser plotadas para entender as atividades de íons apropriadas para uma determinada amostra de água nesses campos padrão e avaliar a posição da composição da água em termos de equilíbrio de água mineral.
2.3.4 PHREEQC
Cálculos manuais são úteis para obter uma compreensão básica dos princípios acima discutidos, no entanto, uma vez atingido esse entendimento básico, o cálculo das atividades de íons e dos estados de saturação torna-se tedioso e pode ser realizado com o auxílio de programas desenvolvidos para tal função, como a exemplo do código PHREEQC (PARKHURST e APPELO, 1999).
O programa PHREEQC data de 1980. (Parkhurst et al., 1980) e inicialmente era escrito em linguagem FORTRAN e denominava-se PHREEQE. As possibilidades do programa compreendiam (MERKEL et.al, 2012):
• A mistura de águas;
• A modelagem de equilíbrio entre sólido e fase aquosa em reações de dissolução-precipitação;
• A modelagem dos efeitos de mudança de temperatura;
• O cálculo de concentrações elementares, molalidades, atividades de espécies aquosas, pH, pE, índice de saturação, transferência molar em função de reações reversíveis-irreversíveis.
