PROPRIEDADES QUÍMICAS E FÍSICO-QUÍMICAS ESTUDADAS
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PROPRIEDADES QUÍMICAS E FÍSICO-QUÍMICAS
ESTUDADAS
As propriedades químicas e físico-químicas estudadas neste trabalho foram:
• Resíduo Total
• Turbidez
• Condutividade Elétrica
• Dureza Total
• Radioatividade
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• pH
• Alcalinidade
• Bicarbonato (HCO3-) e Carbonato (CO3=)
• Cloreto (Cl-)
• Sulfato (SO4=)
• Sódio (Na)
• Potássio (K)
• Cálcio (Ca)
• Magnésio (Mg)
• Fluoreto (F-)
• Nitrato (NO3-)
• Lítio (Li)
• Ferro (Fe)
• Sílica (SiO2)
• Bromo (Br)
A radioatividade não foi relacionada para a análise estatística por não ter
sido feita a sua determinação em todas as amostras, porém foi utilizada para a
caracterização das águas subterrâneas.
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3.1
Resíduo Total
Os sólidos nas águas correspondem a toda matéria que permanece como
resíduo, após evaporação da amostra a uma temperatura pré-estabelecida durante
um tempo fixado. As operações de secagem são as que definem os diversos
sólidos presentes na água. Os métodos empregados para a determinação de sólidos
são gravimétricos, utilizando-se uma balança analítica ou de precisão. Porém,
neste trabalho, foi utilizada a Norma da ABNT 10214:1988 (Águas minerais e de
mesa - Determinação do resíduo de evaporação, seco a 180º C) para o cálculo do
resíduo total.
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3.2
Turbidez
Turbidez é a medida da dificuldade de um feixe de luz atravessar certa
quantidade de água. É causada por matérias sólidas em suspensão (silte, argila,
colóides, matéria orgânica, etc). Em alguns casos, águas ricas em íons Fe podem
apresentar uma elevação de sua turbidez quando entram em contato com o
oxigênio do ar (Pedrosa e Caetano, 2002). A cor da água também interfere
negativamente na medida de turbidez devido à sua propriedade de absorver luz.
Os valores são expressos em Unidade de Turbidez (UT). A turbidez não foi
relacionada para a análise estatística, pois a maioria dos resultados se apresentou
abaixo do valor estabelecido (5 UT) para potabilidade.
3.3
Condutividade Elétrica (CE)
Os sais dissolvidos e ionizados presentes na água transformam-na num
eletrólito capaz de conduzir corrente elétrica. Depende das concentrações iônicas
e da temperatura e indica a quantidade de sais existentes (CETESB, 2005). A
condutividade aumenta em relação à temperatura e da concentração que compõe a
amostra, porém basicamente pode-se dizer que para cada aumento de 1º C na
temperatura da solução, corresponde a um acréscimo de 2% na condutividade.
Como há uma relação de proporcionalidade entre o teor de sais dissolvidos e a
condutividade elétrica, pode-se estimar o teor de sais pela medida de
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condutividade de uma água em uma dada temperatura, ou seja, o seu teor salino é
aproximadamente dois terços do valor obtido para a condutividade (Pedrosa e
Caetano, 2002; Pádua, 2005). Uma relação aproximada entre a condutividade e o
teor
de
sólidos
dissolvidos
na
água
é
mostrada
na
tabela
2
(www.aplanetaagua.com.br/novo/parametrosanaliticos.asp):
Tabela 2: Relação entre condutividade elétrica e sólidos dissolvidos.
Condutividade (µS cm-1)
< 1000
1000 - 4000
4000 - 10000
Sólids dissolvidos (ppm)
0,68 x condutividade
0,75 x condutividade
0,82 x condutividade
* Essa relação somente é verdadeira caso o pH da água esteja entre 6,5 e 8,5
De acordo com a quantidade dos sólidos dissolvidos, a água pode ser
classificada em (Mcneelly et al., 1979): doces (STD < 1000 ppm); ligeiramente
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salobras (1000 < STD < 3000 ppm); moderadamente salobras (3000 < STD <
10000 ppm); salgadas (10000 < STD < 100000 ppm) e salmouras (STD > 100000
ppm).
A condutividade também fornece uma boa indicação das modificações na
composição de uma água, especialmente na sua concentração mineral, mas não
fornece indicação das quantidades relativas dos vários componentes. À medida
que mais sólidos dissolvidos são adicionados, a condutividade aumenta. Segundo
Mestrinho (2006), uma maior condutividade nas águas está associada aos
calcários e basaltos do que naquelas mais resistentes como granitos e quartzitos.
Em geral, valores acima de 100 µS cm-1 podem indicar ambientes impactados
(CETESB, 2005). As unidades usadas nas medidas de condutividade são o
microMHO (µMHO cm-1) e microsiemens por centímetro (µS cm-1), este último
do Sistema Internacional de Unidades.
3.4
Dureza total
A dureza é definida como a dificuldade de uma água em dissolver sabão
pelo efeito do cálcio, magnésio e outros elementos como ferro, manganês, cobre,
bário, etc. Isto ocorre, pois os sais formam precipitados com os ânions da solução
de sabão. A dureza pode se expressa como dureza temporária, permanente e total.
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A dureza temporária é ocasionada pela combinação dos íons cálcio e
magnésio com os íons bicarbonato e carbonato na presença de aquecimento; os
compostos formados podem ser eliminados através de fervura.
A dureza permanente é ocasionada pela combinação dos íons cálcio e
magnésio com os íons sulfato, cloreto, nitrato e outros, dando origem a compostos
solúveis que não podem ser retirados pelo aquecimento.
A dureza total é a soma da dureza temporária com a permanente. A dureza é
expressa em miligramas por litro (mg L-1), mas também em mili-equivalente por
litro (meq L-1) de CaCO3, independentemente dos íons que a estejam causando
(Nollet, 2000; Pedrosa e Caetano, 2002). Na literatura, podemos encontrar várias
classificações relacionadas à dureza total das águas, porém uma classificação
genérica, que pode ser tomada como base para água, está relacionada na tabela 3:
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Tabela 3: Classificação da dureza total (www.ufv.br/dea/lqa/qualidade.htm).
Dureza Total (mg/L CaCO3)
< 50
50 - 150
150 - 300
> 300
Classificação
água mole
água moderadamente dura
água dura
água muito dura
3.5
Radioatividade
Segundo o Código de Águas Minerais, as águas radioativas são aquelas que
contêm radônio em dissolução. A radioatividade é fator adicionado às águas pela
sua passagem em terrenos radíferos, independente do resto da mineralização.
Nestas condições, podem figurar em águas bicarbonatadas, cloretadas, sulfurosas
ou em águas que apresentem outros ânions principais.
A dosagem e o reconhecimento das substâncias radioativas existentes nas
águas baseiam-se na propriedade de ionização do ar pelas radiações. A
radioatividade em águas minerais é resultante dos elementos mais facilmente
arrastados, tais como; radônio (222 Rn), torônio (220 Rn) e actinônio (219 Rn), sendo
estes genericamente chamados de emanações, e que por difusão incorporam-se
aos gases e água que transitam pelas fraturas das rochas. Tanto o rádio como o
urânio, encontram-se concentrados em rochas graníticas, e as águas ao entrarem
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em contato com essas rochas dissolvem o radônio proveniente da desintegração do
urânio (Falcão, 1978).
De caráter temporário, isto é, não se acumula no organismo humano, a
radioatividade tem ação terapêutica eficaz apenas quando tomada diretamente da
fonte, por via oral ou através de banhos. Por tanto, após a coleta ou
engarrafamento de uma água mineral radioativa, a ação medicinal e, por
conseguinte, o teor de gás radioativo irá decair, chegando a desaparecer após
poucos dias.
3.6
pH
É a medida da concentração de íons H+ na água. O balanço dos íons
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hidrogênio (H+) e hidróxido (OH-) determinam quão ácida ou básica a água é. Os
pHs ácidos também podem ser decorrentes da decomposição da matéria orgânica
vegetal presente nos sedimentos aluvionares, que gera ácidos húmicos e fúlvicos,
os quais, por sua vez, em solução, abaixam o pH (Beato et al., 1999).
Na água quimicamente pura, os íons H+ estão em equilíbrio com os íons
OH- e seu pH é neutro, ou seja, igual a 7. O pH das águas subterrâneas varia
geralmente entre 5,5 e 8,5 (Pedrosa e Caetano, 2002), muitas são levemente
básicas devido à presença de bicarbonatos e carbonatos alcalinos ou alcalinos
terrosos (Nollet, 2000), obtidos a partir do gás carbônico dissolvido. O pH
influencia o equilíbrio geoquímico e a solubilidade de muitas espécies incluindo
metais na água subterrânea (Wilson, 1995). Em pH < 5, os metais são mais
facilmente solubilizados e tornam as águas mais tóxicas. Em valores mais
elevados, os metais tendem a precipitar (Mestrinho, 2006).
3.7
Alcalinidade
É a medida total das substâncias presentes numa água capazes de
neutralizarem ácidos, ou seja, é a quantidade de substâncias presentes numa água
e que atuam como tampão. Se uma água quimicamente neutra (pH = 7) a 25º C for
adicionada pequena quantidade de um ácido fraco, seu pH mudará
instantaneamente. Numa água com certa alcalinidade, a adição de uma pequena
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quantidade de ácido fraco não provocará a elevação de seu pH, pois os íons
presentes neutralizarão o ácido.
Segundo Deutsch (1997), o pH medido em um sistema não fornece
nenhuma informação sobre a capacidade do sistema em manter (tamponar) esse
pH quando um ácido ou uma base é adicionado ao sistema. A capacidade de
tamponamento do sistema é importante por causa dessa habilidade de manter o
pH. As espécies inorgânicas do carbono são freqüentemente o ânion dominante
nos sistemas de águas subterrâneas e podem captar ou liberar íons hidrogênio
como parte de suas reações de especiação.
As espécies inorgânicas do carbono protegem o pH pelas seguintes reações:
H2CO3 (aq) ↔ HCO3- (aq) + H+ (aq)
HCO3- (aq) ↔ CO3= (aq) + H+ (aq)
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De acordo com Deutsch (1997), o pH, a acidez e a alcalinidade de um corpo
d’água são três conceitos intimamente ligados entre si e relacionados com o
equilíbrio múltiplo do sistema carbonato:
CO2 (g) + H2O (l) → CO2 (aq) → H2CO3 (aq), KCO2 = 3,39x10-2
(a)
H2CO3 (aq) → HCO3- (aq) + H+ (aq), K1 = 10-6,4
(b)
HCO3- (aq) → CO3-2 (aq) + H+ (aq), K2 = 10-10,3
(c)
CO3-2 (aq) + Ca+2 (aq) → CaCO3 (s), Kps = 3,31x10-9
(d)
Embora a maior parte do CO2, dissolvido na água, esteja mais na forma
solvatada do que como ácido carbônico, o CO2 em solução é representado como
ácido carbônico. Evidentemente, o pH resultante irá depender da pressão parcial
de CO2 existente. Em sistemas abertos, em equilíbrio com a atmosfera, pCO2 = 10 3,5
(3,16x10-4) atm. Em sistemas fechados, como o existente em aqüíferos
confinados ou corpos d’água estratificados, a pressão parcial do CO2 pode ser bem
superior à atmosférica influenciando a formação de bicarbonato dissolvido, o pH e
a solubilidade de carbonatos. Para pCO2 = 10-3,5 (3,16x10-4) atm e considerando
uma temperatura de 25 oC, o pH esperado para a água é de 5,66. Evidentemente, a
presença de outras espécies em solução pode alterar o pH observado (Drever,
1997).
Embora o conceito de acidez da água esteja, intuitivamente, ligado a um
pH inferior a 7,0, do ponto de vista operacional, dividi-se a acidez em:
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•
51
acidez devido ao ácido carbônico: existente quando a água apresenta
um pH entre 3,7 (virada do alaranjado de metila) e 8,3 (virada da
fenolftaleína), faixa esta que compreende o início da dissociação do
ácido carbônico em bicarbonato e o início da transformação deste em
carbonato. Desta forma, a acidez devido ao ácido carbônico é
determinada através de uma titulação com NaOH até pH 8,3 (virada
da fenolftaleína).
•
acidez devido à presença de ácidos fortes: quando a água apresenta
um pH inferior a 3,7. Neste caso, utiliza-se como indicador o
alaranjado de metila na titulação com NaOH.
Em águas naturais, esta capacidade de neutralização é, geralmente, função
do sistema carbonato descrito pelas reações (a) a (d) acima. No entanto, como
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outras espécies podem, eventualmente, estar presentes, tais como ácidos orgânicos
dissociados, amônia, silicatos, fosfatos, a alcalinidade possui uma definição mais
ampla (Pedrosa e Caetano, 2002).
Alcalinidade = HCO3- + 2CO3-2 + OH- + silicatos + boratos + fosfatos + ...
De modo análogo à acidez, a alcalinidade é determinada através de uma
titulação com ácido forte (H2SO4). Neste caso, também, são utilizados como
indicadores o alaranjado de metila e a fenolftaleína. Via de regra, utiliza-se a
alcalinidade como sendo devido apenas à presença de bicarbonato, carbonato e
hidróxidos:
Alcalinidade = HCO3- + 2CO3-2 + OHA alcalinidade total é a soma da alcalinidade produzida por todos estes íons
presentes numa água. Águas que percolam rochas calcárias (calcita) geralmente
possuem alcalinidade elevada. Granitos e gnaisse possuem poucos minerais que
contribuem para a alcalinidade das águas subterrâneas. A alcalinidade total de
uma água é expressa em mg L-1 de CaCO3 (Pedrosa e Caetano, 2002).
Esgotos e efluentes usualmente têm alcalinidades altas devido à presença de
silicatos e fosfatos. A alcalinidade alta em águas naturais pode impossibilitar seu
uso para irrigação e pode ser indicação de contaminação por efluentes industrias
(www.aplanetaagua.com.br/novo/parametrosanaliticos.asp).
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52
3.8
Bicarbonato (HCO3-) e Carbonato (CO3=)
Os íons bicarbonato e carbonato são comuns nas águas meteóricas devido ao
contato com o CO2 da atmosfera, originando as águas carbonatadas e/ou
bicarbonatas. O H2CO3 produzido devido à dissolução do CO2 é dissociado
conforme a reação reversível.
H2CO3 ↔ HCO3- + H+
K = 10-6,4
O bicarbonato por sua fez se dissocia em:
HCO3- ↔ CO3= + H+
K = 10-10,3
O somatório das espécies ácido carbônico, bicarbonato e carbonato é
chamado de carbono inorgânico total. E, se a alcalinidade total é fruto apenas do
carbono inorgânico total, então, baseado na medida de pH e da alcalinidade é
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possível calcular o teor de bicarbonato e de carbonato presentes (Deutsch, 1997):
HCO3-(mg/L) = Alcalinidade(mgCaCO3/L)x61/[1+(2x10-10,3/10-pH)x50]
CO3=(mg/L) = Alcalinidade(mgCaCO3/L)x60/[2+(10-pH/10-10,3)x50]
As águas ácidas devido ao CO2 dissolvido, em contato com rochas
carbonatadas, principalmente calcário, dissolvem o carbonato formando
bicarbonato.
CaCO3 + CO2 + H2O → Ca(HCO3)2
As águas altamente mineralizadas quando emergem para condições de
menores pressões, ocorre a decomposição do Ca(HCO3)2 com deposição do
CaCO3 (Falcão, 1978).
Ca(HCO3)2 → CaCO3 + CO2 + H2O
Segundo Scopel et al. (2005), as concentrações de HCO3- podem resultar da
dissolução dos feldspatos sódico e calcário. Celligoi e Duarte (2002) explicam o
caráter bicarbonatado das águas pela presença de regiões com relativa densidade
de vegetação nas áreas de recarga, por meio da dissociação iônica do ácido
carbônico formado com a produção de CO2 atmosférico e do solo, bem pela
hidrólise dos minerais cálcio-silicáticos.
O bicarbonato, quando predominante sobre os outros ânions (sulfato e
cloreto), indica que a água não é de circulação regional com longos tempos de
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53
residência, pois a evolução normal de uma água de circulação regional é que
sucessivamente os seguintes íons dominem: HCO3-, SO4= e Cl- (Beato et al.,
1999).
Segundo Mestrinho (2006), as águas bicarbonatadas mais superficiais
transformam-se em cloretadas com a profundidade através da adição de cloreto
por difusão iônica ou devido à dissolução de halita.
3.9
Cloretos (Cl-)
O cloro se encontra em concentrações menores que 100 mg/L. Forma
compostos muito estáveis e possui uma tendência de se enriquecer, junto com o
sódio, a partir das zonas de recarga das águas subterrâneas. As concentrações
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elevadas podem ser indicadores de contaminação por água do mar e por aterros
sanitários (Pedrosa e Caetano, 2002; Zimbres, 2005).
Segundo Masterton et al. (1990), os metais alcalinos são extraídos de
cloretos minerais (NaCl, KCl). Estes minerais são encontrados em leitos de lagos
secos em regiões áridas, ou em depósitos subterrâneos formados pela evaporação
de mares antigos. As águas drenando folhelhos freqüentemente apresentam Cl- e
Na+ que podem ser originados do aprisionamento da água do mar durante a
deposição da rocha (Mestrinho, 2006).
Uma possível procedência do cloreto, junto ao sulfato, poderia estar
relacionada com a água da chuva, pois é uma das espécies abundantes na
precipitação atmosférica. (Menegasse, 2003) ou pode ser proveniente da sodalita
(Na4(AlSiO4)3Cl) (Peroni, 2003) e da apatita (Ca5(PO4)3(F,OH,Cl) (Pádua, 2005).
3.10
Sulfatos (SO4=)
O sulfato na água subterrânea pode ter origem da oxidação das piritas,
conforme a reação:
2 FeS2 + 7 O2 + 2 H2O → 2 FeSO4 + 2 H2SO4
O sulfato ferroso em presença de excesso de oxigênio passa a sulfato
férrico:
4 FeSO4 + 2 H2SO4 + O2 → 2 Fe2(SO4)3 + 2 H2O
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54
O ciclo pode continuar e o sulfato pode ser reduzido a sulfeto devido à ação
orgânica. O sulfato férrico hidroliza-se dando o respectivo óxido hidratado,
permanecendo somente em solução em águas com pH menores que 4. O óxido
hidratado formado precipitará assim que as águas emergirem. (Falcão, 1978).
O sulfato também pode resultar da dissolução de gipso (Peroni, 2003;
Scopel et al., 2005), sendo sulfato de cálcio hidratado (CaSO4.2H2O) distribuído
nas rochas sedimentares, podendo ser favorecido pela presença de cloreto de
sódio, e das precipitações atmosféricas, podendo conter sulfatos em torno de 2
ppm sendo proveniente das poeiras e da decomposição das matérias orgânicas
pelas bactérias (Pádua, 2005; Menegasse, 2003).
Muitos dos processos físico-químicos que ocorrem no sistema águas-rochaatmosfera têm características óxido-redutoras. Sulfetos insolúveis são oxidados na
presença de oxigênio a sulfatos. A velocidade de oxidação depende do tamanho
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dos grãos dos sulfetos, fluxo de oxigênio, etc. Este processo de erosão de rochas
eruptivas dá origem ao enriquecimento das águas subterrâneas com o ânion
sulfato.
3.11
Sódio (Na)
O sódio é o elemento químico mais encontrado nas águas subterrâneas. Suas
principais fontes são o mineral feldspato plagioclástico (sódico), sendo pouco
resistente aos processos do intemperismo químico (Pedrosa e Caetano, 2002), e os
minerais de argila (Pádua, 2005), logo é um mineral dissolvido facilmente com
redução do gás carbônico (CO2) na água subterrânea (Scopel et al, 2005).
2 NaAlSi3O8 + 2 CO2 + 11 H2O ↔ 2 Na+ + 2 HCO3- + Al2Si2O6(OH)4
albita
coalinita
A presença do sódio na água subterrânea também pode estar relacionada à
intrusão salina, ocorrendo nas regiões costeiras onde os aqüíferos estão em
contato com a água do mar.
No resíduo, o sódio pode estar na forma de sulfato, carbonato, bicarbonato,
nitrato e principalmente cloreto (Falcão, 1978). Nas águas subterrâneas, o teor se
sódio varia entre 0,1 e 100 mg/L, sendo que há um enriquecimento gradativo a
partir das zonas de recarga (Pedrosa e Caetano, 2002).
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55
3.12
Potássio (K)
Está geralmente associado ao sódio, mas em concentrações mais baixas nas
águas naturais já que as rochas que contem potássio são relativamente resistentes
à ação do tempo (CETESB, 2005). Segundo Falcão (1978), o potássio se
apresenta em menos quantidade porque, na erosão dos silicatos alcalinos, uma
parte está retida na solução iônica e a outra pode ser absorvida pelas argilas ou
formar micas juntamente com o alumínio, e também a vegetação é responsável
pela absorção de grande quantidade de potássio no solo (Pádua, 2005).
Suas principais fontes são os fertilizantes usados na agricultura e os
minerais feldspato potássico, mica muscovita e biotita. Nas águas subterrâneas,
seu teor médio é inferior a 10 mg/L, sendo mais freqüentes valores entre 1 e 5
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mg/L (Pedrosa e Caetano, 2002).
As equações seguintes mostram as dissoluções do feldspato potássico e
mica muscovita (Drever, 1997).
2 KAlSi3O8 + 2 H+ + 9 H2O ↔ Al2Si2O5(OH)4 + 2 K+ + 4 H4SiO4
feldspato K
caulinita
3 KAlSi3O8 + 2 H+ + 12 H2O ↔ KAl3Si3O10(OH)2 + 2 K+ + 6 H4SiO4
muscovita
KAl3Si3O10(OH)2 + H+ + 9 H2O ↔ 3 Al(OH)3 + K+ + 3 H4SiO4
muscovita
Para a biotita, a equação de dissolução é (Deutsch, 1997):
K2[Si6Al2]Mg4Fe2O20(OH)4 + 10 H+ + 6 H2O + ½ O2 ↔ Al2Si2O5(OH)4 +
Fe(OH)3 + 4 H4SiO4 + 2 K+
3.13
Cálcio (Ca)
O cálcio é, freqüentemente, encontrado em águas devido à riqueza do
elemento em rochas silicatadas e carbonatadas na litosfera (Falcão, 1978) e está
geralmente sob a forma de carbonato e bicarbonato. As principais fontes de cálcio
são calcita, aragonita, dolomita, anidrita e gesso. Nas rochas ígneas e
metamórficas, as fontes de cálcio são os seguintes minerais: apatita, volastonita,
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56
fluorita, os feldspatos cálcicos, os anfibólios e os piroxênios. O carbonato de
cálcio é muito pouco solúvel em água pura. Devido ao intemperismo, o cálcio é
solubilizado sob a forma de bicarbonato e sua solubilidade está em função da
quantidade de gás carbônico dissolvido, que por sua vez, dependerá da
temperatura e da pressão (Pedrosa e Caetano, 2002).
3.14
Magnésio (Mg)
O elemento magnésio possui um comportamento geoquímico semelhante ao
cálcio e, geralmente, estão sempre acompanhados. Diferente do cálcio, forma sais
mais solúveis.
O magnésio pode ser oriundo da dissolução de minerais como biotita,
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anfibólicos (Zimbres, 2005) e ferromagneisanos (piroxênios e olivinas) (Scopel et
al., 2005). Esses minerais são mais estáveis diante do intemperismo químico do
que os minerais fornecedores de cálcio, por isso sua concentração nas águas
subterrâneas é menor do que a concentração do cálcio. Em regiões onde ocorre a
presença de rochas carbonáticas, o mineral dolomita é grande fornecedor de
magnésio. O magnésio também pode ter origem a partir do mineral epsomita,
associado aos minerais sulfatados, o qual está depositado como eflorescência
sobre as rochas, nas galerias das minas e sobre as paredes das rochas (Peroni,
2003; Machado et al., 2005).
Sua presença nas águas subterrâneas ocorre com teores entre 1 e 40 mg/L e
nas regiões próximas ao litoral (Pedrosa e Caetano, 2002). Algumas relações
iônicas são usadas para indicar a origem dos constituintes presentes na água, como
por exemplo, Mg/Ca (Custódio e Llhamas, 1976, retirado de Mestrinho, 2006):
Mg/Ca ⇒ ≅ 5 para águas oceânicas; entre 0,3 – 1,5 em águas continentais; ≅ 1
para águas percolando em terrenos calcários ou dolomíticos; > 1 em terrenos
basálticos, ricos em silicatos magnesianos. Deve-se levar em conta que processos
de precipitação da calcita, troca iônica, mistura com água do mar e outros, podem
alterar essa relação e, portanto, pode não refletir a natureza do terreno por onde a
água percola.
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57
3.15
Fluoreto (F-)
O flúor é um elemento encontrado em pequenas quantidades nas águas
subterrâneas. Segundo Martins et al. (2002), a mineralização com flúor deve estar
associada à percolação das águas por veios hidrotermais e, também, pela
dissolução de minerais como apatita, fluorita, biotita e anfibólios, passando para
as soluções aquosas na forma de íons fluoreto, de alta mobilidade.
Pode formar complexos estáveis com elementos como Al, Fe, B e Ca. Deste
modo, no ciclo geoquímico, o flúor pode ser removido das águas pela coprecipitação com óxidos secundários de Fe como com o Al na forma de fosfatos.
O flúor é originado de atividades industriais como siderurgia, fundições,
fabricação do alumínio, de louças e esmaltados, vidros, teflon, entre outros
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(Zimbres, 2005). Segundo Scopel et al. (2005), devido à falta de uma fonte de
cloreto no basalto, este íon não é comum em concentrações elevadas na água.
3.16
Nitrato (NO3-)
O nitrato ocorre nas águas por dissolução de rochas evaporitos (CETESB,
2004) ou por oxidação bacteriana de matéria orgânica de origem animal. O nitrato
é um contaminante que tem vindo a aumentar nas águas subterrâneas devido ao
crescimento das atividades agrícolas através do uso de fertilizantes, das lixeiras e
dos esgotos não controlados na superfície dos solos (Duque, 1997).
Segundo Hindi (2001), a presença de nitrato, cloreto e sódio pode ser
indicativo de contaminação por efluentes domésticos. O nitrato é facilmente
dissolvido nas águas subterrâneas e é muito móvel em fluxos subsuperficiais,
difundindo-se muito rápido através do meio fraturado em subsuperficie (Scopel et
al., 2005).
3.17
Lítio (Li)
O lítio é um elemento encontrado em quantidades muito pequenas na água.
Segundo Falcão (1978), sua origem não é bem definida podendo ser de origem
juvenil ou à erosão, resultando da solubilização de minerais litíferos de rochas,
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como as micas (ambligonita). Pode ter também origem proveniente de evaporitos
onde substitui o sódio em pequenas quantidades. No resíduo está sob a forma de
cloreto. Segundo Beato et al. (1999), o lítio se encontra associado aos feldspatos,
onde substitui o potássio na estrutura mineral. Peroni (2003) relaciona a sua
presença aos pegmatitos, nos quais está associado ao quartzo e aos minerais
portadores de lítio.
O lítio tem uma relação diagonal com o magnésio e é encontrado em
minerais de magnésio, nos quais substitui o íon magnésio (Atkins e Jones, 2001),
podendo estar presente em rochas carbonáticas.
3.18
Ferro (Fe)
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O ferro é um elemento presente em pequenas concentrações na maioria das
águas subterrâneas e sua origem está relacionada à presença de sedimentos argilosiltosos ricos em matéria orgânica (Beato et al., 1999). Suas fontes são os
efluentes industrias e os minerais portadores de Fe: magnetita, biotita, pirita,
micas, piroxênio e anfibólicos. Está sempre acompanhado pelo manganês. O ferro
aparece principalmente devido à dissolução do minério pelo gás carbônico da
água, conforme a reação (CETESB, 2005):
Fe + CO2 + ½ O2 ↔ FeCO3
A forma mais comum que o ferro solúvel é encontrado em águas é como
bicarbonato ferroso Fe(HCO3)2. Está presente, nesta forma, em águas subterrâneas
profundas que, ao saírem do poço, são incolores e limpas, mas ao entrarem em
contato com o oxigênio do ar sofrem oxidação, originando o hidróxido férrico,
que é insolúvel e se precipita, fornecendo uma cor amarelada nada agradável à
água (Morgado, 1999). A reação envolvida é a seguinte:
4 Fe(HCO3)2 + O2 + 2H2O ↔ 4 Fe(OH)3 + 8CO2
4 Fe(OH)3 ↔ 2Fe2O3 + 6H2O
A perda da capacidade específica de poços profundos ocorre devido à
precipitação do ferro presentes nas águas. Estas incrustações são resultantes da
atividade das ferro-bactérias, provenientes do uso de substâncias orgânicas
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emulsificantes e polifosfatos nos processos de perfuração e desenvolvimento dos
poços, criando condições favoráveis a sua proliferação (Zimbres, 2005).
3.19
Sílica (SiO2)
A maior parte da sílica (SiO2) presente nas águas é resultante do ataque das
águas aos silicatos. As experiências de Krauskopf provaram que a sílica em
solução está na maior parte das vezes sob a forma de ácido silícico (H4SiO4) não
ionizado (Falcão, 1978).
A sílica, quando apresenta moderadas correlações com o ferro e o níquel,
pode ter sua origem na dissolução dos minerais ferromagnesianos dos anfibolitos
e também proveniente dos feldspatos (Beato et al., 1999). Segundo Brown (1967),
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a baixa quantidade de sílica encontrada nas águas se atribui à lenta dissolução dos
silicatos e a atividade dos organismos que a usam. Celligoi e Duarte (2002)
consideram que um teor relativamente reduzido de sílica nas águas é proveniente
de águas de arenitos, com baixo tempo de residência, uma vez que neste tipo de
rocha a sílica praticamente se encontra de forma livre nos minerais essenciais
silicáticos como o quartzo, sendo muito menos solúvel do que na forma de sílica
combinada. Logo, uma grande concentração de sílica pode indicar água
proveniente de terrenos vulcânicos ou bacias sedimentares formadas a partir da
erosão das rochas vulcânicas (Pádua, 2005) devido à ação do ácido carbônico
presentes nas águas. (Peroni, 2003).
3.20
Bromo (Br)
Segundo Falcão (1978), quando presentes nas águas, geralmente está
acompanhado do cloro e tem como este origem marinha. As salgemas possuem
quantidades de bromo consideráveis. No resíduo, encontra-se sob a forma de
brometo de sódio ou de magnésio.