boletim paranaense de geociências
volume 71-1 (2014) 02-11
Avaliação preliminar sobre a origem dos principais cátions e ânions nas águas do Rio Verde – PR Preliminary evaluation of the origin of the main cations and anions in the waters of the Rio Verde-PR DÉBORA CRISTINA DE SOUZA¹, ERNANI FRANCISCO DA ROSA FILHO¹, TERENCIO REBELLO DE AGUIAR JÚNIOR², FERNANDO RODRIGO BORTOLOZO¹, ALEXSANDRO GREGORIO¹ ¹Universidade Federal do Paraná – UFPR, Paraná -
[email protected] ²Universidade Técnica de Lisboa Resumo O objetivo deste trabalho é efetuar um estudo sobre a origem dos principais cátions e ânions do rio Verde, localizado na Região Metropolitana de Curitiba – PR, cuja extensão é de 165,43 Km². A taxa de intemperismo das rochas é um parâmetro importante na caracterização geomorfológica dos continentes, bem como é a responsável pela presença de íons em solução. Além disso, este tipo de estudo pode contribuir na determinação dos processos que levam a transformação de uma rocha em manto de intemperismo e material originário ou parental em solo, permitindo o conhecimento da dinâmica da alteração e da erosão médias em uma bacia hidrográfica, sendo este conhecimento fundamental para estudos de uso e ocupação do solo consciente. A geologia caracteriza-se por unidades metamórficas do Complexo Atuba, aflorante na porção média da bacia, por rochas metamórficas do Grupo Açungui, presentes na porção mais à montante da bacia, por rochas sedimentares das formações Guabirotuba e Tinguís, a oeste e noroeste da bacia, e por aluviões recentes. Nestes compartimentos, predominam minerais silicatados, com inúmeras variedades de tipos de silicatos de cada unidade geológica e alguns outros minerais que se somam aos silicatos. Essas diferenças nos tipos de silicatos e outros minerais presentes são condicionantes fundamentais da composição química da água do rio Verde. Segundo o diagrama de Piper, as águas da bacia classificam-se como bicarbonatadas cálcica-magnesianas. O pH varia de 7,30 à 7,81, sendo que a alcalinidade total apresenta um valor máximo de 108,17 mgL-1, e a sílica dissolvida varia entre 10,30 mgL-1 e 24,70 mgL-1. De acordo com os diagramas de estabilidade, a alteração geoquímica gera caulinita e microclínio e limites de formação caulinita/microclínio. Palavras-chave: Hidroquímica; geoquímica; reservatório de água. Abstract This paper aims to carry out a study on the origin of the major cations and anions in the RioVerde, located in the Metropolitan Region of Curitiba - PR, whose length is 165.43 km ². The rate of weathering of rocks is an important parameter in the characterization of geomorphological continents, and is responsible for the presence of ions in solution. Furthermore, this type of study can help in determining the processes that lead to the transformation of a rock in weathered mantle and original or parental soil, allowing the knowledge of the dynamics of change and erosion averages in a watershed, which is fundamental knowledge for studies of the conscious use and occupation. The geology is characterized by metamorphic units Atuba Complex, outcropping in the middle portion of the basin, in metamorphic rocks Açungui Group, present in the upstream portion of the basin sedimentary rocks formation Guabirotuba and Tinguís, west and northwest of the basin, and recent alluvial deposits. In these compartments, occurs predominantly silicate minerals with different types of silicates varieties of each geological unit and some other minerals that are added to the silicates. These differences in the types of silicates and other minerals are fundamental determinants of the chemical composition of the water of the Verde river. According to the Piper diagram, these waters are classified as calcium-magnesium bicarbonate. pH varies from 7.30 to 7.81, and the total alkalinity is a maximum of 108.17 mg L-1 and dissolved silica is between 10.30 mgL-1 and 24.70 mgL-1. According to the diagrams of stability, generates kaolinite alteration geochemistry and microcline and limits training kaolinite / microcline. Keywords: Hydrochemistry; geochemistry; water reservoir.
1. INTRODUÇÃO De acordo com Pedro (1963), pode-se definir intemperismo como o conjunto de fenômenos que provocam a friabilidade da rocha levando à evolução de solos e mantos de alteração superficiais. Essa evolução é comandada pela ação de agentes atmosféricos sobre rochas maciças, coerentes e praticamente anidras, da superfície terrestre. O intemperismo pode ser de origem
física ou química. No intemperismo físico a individualidade química e mineralógica da rocha no curso de sua desagregação é mantida, enquanto no intemperismo químico ocorrem modificações das características iniciais da rocha, refletidas, sobretudo, nas transformações e neogêneses mineralógicas. Dessa forma, o intemperismo das rochas é, em princípio, uma fragmentação, ou seja, forma-se na rocha uma rede de quebras e fissuras irregulares por onde irão circular soluções meteóricas que, em contato com os
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Souza et al./Boletim Paranaense de Geociências 71-1 (2014) 02-11 minerais primários, reagem quimicamente dando origem a novos minerais, estáveis nas novas condições ambientais (minerais secundários). Os diagramas de estabilidade dos minerais são utilizados como uma ferramenta para avaliar o intemperismo químico por meio da concentração efetiva (atividade) de alguns íons e sílica na água (Novaes, 1978). O equilíbrio entre os minerais presentes nas rochas e as águas naturais, à temperatura de 25 ºC e pressão de 1atm, compõe a base dos métodos termodinâmicos. De acordo com Marques (2010), os diagramas de equilíbrio entre minerais, baseados em equações das reações químicas entre minerais primários em solução (água)
dando origem à minerais secundários, representam um sistema em equilíbrio. Faure (1998), afirma que os diagramas de equilíbrio determinam as condições ambientais necessárias para os minerais envolvidos coexistirem e indicar quais minerais são estáveis e instáveis em um ambiente geoquímico. 2. ÁREA DE ESTUDO A bacia do rio Verde localiza-se ao norte da Região Metropolitana de Curitiba (RMC), abrangendo os municípios de Campo Magro, Campo Largo, Araucária, Balsa Nova e Contenda (Figura 1).
Figura 1 – Localização da área de estudo. Fonte: Cunha, et al., (2011), modificado.
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Souza et al./Boletim Paranaense de Geociências 71-1 (2014) 02-11 3. GEOLOGIA De acordo com o trabalho realizado por Bittencourt et al (2011), a bacia do Rio Verde está situada na Bacia Geológica de Curitiba, a qual formou-se por uma série de eventos tectônicos que se iniciaram na época do estabelecimento da Bacia do Paraná. Ainda de acordo com esses autores, a composição do substrato da bacia do rio Verde divide-se em: unidades metamórficas do Complexo Atuba aflorante na porção média da bacia, estudado inicialmente por Bigarella e Salamuni (1956), seguido de Batola Jr, et al., (1981) e Siga Jr et al., (1995); unidades metamórficas relacionadas ao Grupo Açungui, presentes na porção mais a montante da bacia,
estudadas primeiramente por Maack (1947) e sequenciados por Bigarella (1948; 1956) e Bigarella e Salamuni (1956; 1958a; 1959a). Posteriormente, Fiori (1992) propôs a compartimentação da Formação Capiru nos conjuntos: Juruqui, Rio Branco e Morro Grande, e Tinguis (Becker, 1982), a oeste e noroeste da bacia. Há predominância em todos estes compartimentos de minerais silicatados, como é o caso de toda a crosta terrestre. Todavia, são observadas diferenças entre os tipos de silicatos de cada unidade geológica e de alguns outros minerais que se somam aos silicatos. Essas diferenças nos tipos de silicatos e outros minerais presentes são condicionantes fundamentais da composição química da água do Rio Verde (Figura 2)
Figura 2 – Mapa geológico da área de estudos com os respectivos pontos de amostragem. Fonte: Bittencourt et al, 2011. Modificado.
A bacia do rio Verde possui dois aquíferos profundos, o aquífero fissural estabelecido nas rochas do Complexo Atuba e o aquífero cárstico, formado a partir da dissolução de frações carbonáticas da Formação Capiru (Bittencourt et al, 2011). O aquífero cárstico, que é um dos mananciais mais produtivos da região de Curitiba (Hindi, 1999), tem expressão importante na porção norte da Bacia do Rio Verde. O aquífero cárstico, que é um dos mananciais mais produtivos da região de Curitiba (Hindi, 1999), tem expressão importante na porção norte da Bacia do Rio Verde. De acordo com Bittencourt et al., (2011), a
maior parte da Bacia do Rio Verde é ocupada pelo Complexo Atuba, o qual comporta um aquífero fissural que domina o embasamento da Região Metropolitana de Curitiba. Neste aquífero, as entradas de água estão geralmente localizadas no intervalo entre 40 e 80 metros, havendo, no entanto, contribuições anotadas a mais de 250 metros. A produção média dos poços do aquífero fraturado é de 6,2 m3.h-1, sendo utilizados para o atendimento de condomínios, indústrias, hospitais e postos de serviços. As informações sobre poços que captam água do aquífero fissural, no âmbito da Bacia do Rio Verde, são praticamente inexistentes. Há apenas o registro de um poço com 36 m de profundidade, perfurado em Campo
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Souza et al./Boletim Paranaense de Geociências 71-1 (2014) 02-11 Magro no Jardim Bom Pastor, cujo perfil construtivo indica 30 m de regolito e 6 m de migmatito. Por tais características, acredita-se que a vazão de 1,3 m3.h-1, obtida nesse poço, provenha do contato entre os materiais mencionados e não especificamente do aquífero fissural (Bittencourt et al, 2011). 4. MATERIAIS E MÉTODOS Foram coletadas um total de 10 amostras de água do rio Verde em quatro pontos, cada qual sobre as unidades geológicas representativas da região (ver fig. 1). As análises físico-químicas da água foram realizadas no Laboratório de Pesquisas Hidrogelógicas (LPH-UFPR), de acordo com a metodologia proposta pelo Standard Methods for the Examination of Water & Wastewater (2005). Para a classificação hidroquímica foi utilizado o diagrama de Piper, (Piper, 1944), conforme figura 2, utilizando o software Qualigraf (Möbus, 2009). Os dados das análises físico-químicas das amostras de água (anexo 1) foram inseridos no software Phreeqc (Parkhurst et al., 1995), o qual calcula os resultados da atividade iônica necessária para a elaboração dos diagramas de estabilidade. Para se avaliar o tipo de intemperismo químico predominante na bacia, foram utilizados os diagramas de estabilidade dos minerais para cálcio (Ca2+), sódio (Na+) e potássio (K+). 5. RESULTADOS E DISCUSSÃO A concentração dos íons hidrogênio na água é a responsável pela caracterização da água como ácida ou alcalina. O valor médio de pH obtido na bacia do rio Verde foi 7,49, com valor máximo de 7,71 e mínimo de 7,30. O processo de dissolução de rochas carbonáticas é responsável pela produção de águas bicarbonatadas cálcicas-magnesianas (tipo Ca-Mg-HCO3-), de pH neutro, com elevadas concentrações de cálcio, magnésio e bicarbonato. Obteve-se uma média de nitrato de 2,90 mgL-1, sendo a concentração máxima encontrada de 5,66 mgL-1 e mínima de1,72 mgL-1. O valor médio de ferro foi de 0,67 mgL-1 sendo o máximo de 2,60 mgL-1 e mínimo de 0,30 mgL-1. O nitrato encontrado nestas águas está relacionado ao despejo de esgoto doméstico in natura diretamente no rio Verde. A concentração máxima de nitrato foi encontrada no Ponto 4, localizado em área urbana com pouca infra-estrutura de saneamento ambiental. O teor de ferro mais elevado foi encontrado no Ponto 2, o qual está localizado sobre rochas metamórficas do Complexo Atuba, em especial por gnaisses com suas bandas escuras, ricas em minerais ricos em ferro e magnésio. As concentrações máxima e mínima de
bicarbonatos variou de 148,56 mgL-1 a 42,23 mgL-1, sendo a sua concentração média igual a 79 mgL-1. As altas concentrações de bicarbonato em todos os pontos mostram a forte influência do intemperismo químico das rochas carbonáticas à montante da bacia. As águas do Ponto 4, situado na bacia do rio Cambuí, possuem altas concentrações de bicarbonato devido às características das litologia da Formação Guabirotuba. Esta formação, tal como exposto anteriormente, é constituída predominantemente por argilitos e arcósios, assim como por depósitos rudáceos e pequenos horizontes de caliches (impregnações de carbonato de cálcio). O teor médio do sódio e do potássio foi de 4,84 mgL-1 e 1,82 mgL-1, respectivamente, sendo que seus teores máximos, nesta mesma ordem, foram iguais a 12,70 mgL-1 e 2,90 mgL-1. A origem do sódio está diretamente relacionada com a do íon cloreto, o qual possui concentração média de 6,45 mgL-1, com concentração máxima de 14,21 mgL1 e mínima de 2,31 mgL-1. A correlação entre estes dois íons está relacionada aos despejos de esgotos domésticos no rio Verde. A presença, dos íons sódio e potássio nas águas do rio Verde, também está relacionada com o intemperismo das rochas, as quais possuem em sua composição feldspatos cálcio-sódicos e potássicos. As concentrações máxima e mínima de cálcio foram 26,96 mgL-1 e 8,57 mgL-1, respectivamente, com um valor médio igual a 16,75 mgL-1. A presença do cálcio nas águas do rio Verde está diretamente relacionada ao intemperismo das rochas carbonáticas e aos feldspatos cálcio-sódicos que compõe as rochas existentes na área de estudo. As temperaturas da água variaram de 17,2 ºC a 21,6 ºC, apresentando uma média de 20,3 ºC. As águas coletadas nos Pontos 2, 3 e 4 são classificadas como bicarbonatadas mistas (cálcicamagnesianas), enquanto as águas do Ponto 1 encontramse sobre a linha que divide as águas mistas das águas cálcicas, no entanto, pode-se notar que há uma tendência para o campo das águas cálcicas (Figura 3). Portanto, as águas do Ponto 1 podem ser classificadas como bicarbonatadas cálcicas. Esta classificação está diretamente relacionada com a litologia do local, a qual é caracterizada pelas rochas carbonáticas da Formação Capiru. O cálcio e o magnésio são os cátions principais, enquanto o bicarbonato é o ânion mais abundante na área de estudo. Tal predominância deve-se ao compartimento cárstico presente na cabeceira da bacia, o qual é o fator condicionante desse quimismo. Tal fato não ocorre no Ponto 4, localizado sobre as rochas da Formação Guabirotuba, onde os níveis calcíticos são comuns e o magnésio em grande parte está fixado na estrutura das argilas montmoriloníticas, sendo essas as prováveis responsáveis pelo caráter mais cálcico-
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Souza et al./Boletim Paranaense de Geociências 71-1 (2014) 02-11 magnesiano das águas. As contribuições oriundas das litologias que compõem o Complexo Atuba exercem pouca influência sobre o quimismo das águas do rio Verde devido ao fato de que a variação da composição mineralógica das litologias nesta bacia hidrográfica é incipiente. As rochas,
em geral, são compostas por minerais de uma mesma família, com variações menores na proporção dos elementos constituintes e submetidos às mesmas condições de intemperismo. As classificações das tipologias das águas dos pontos amostrados são apresentadas na figura 3.
Figura 3 – Diagrama de Piper para as amostras de água analisadas.
Bittencourt et al. , 2011, analisaram a semelhança composicional entre as águas oriundas dos afluentes das margens à esquerda e à direita da bacia do 2+ 2+ rio Verde. A relação Ca /Mg evidencia contribuição maior de rochas silicatadas, assim como as mais magnesianas na porção à esquerda da bacia hidrográfica, com valores que variam de 1,6 a 2,1. Na margem direita, esta mesma relação aponta valores que variam de 2,3 a 3,1.
Esses autores encontraram ainda uma relação inversa entre o cálcio e o sódio, que neste caso, não indica processos de troca iônica, vez que as águas menos condutivas são mais sódicas e as mais condutivas são cálcio-magnesianas, indicando um controle litológico sobre a qualidade das águas do sistema. As tabelas 1, 2 e 3 mostram as variáveis que foram utilizadas para a construção dos diagramas de estabilidade.
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[Ca2+]
[H+]
log[Ca2+] /log[H+]²
P1 P2 P3
-3,224 -3,562 -3,734
-7,540 -7,380 -7,300
11,856 11,198 10,866
-3,767 -3,387 -3,549
P4
-3,498
-7,710
11,922
-3,519
H4SiO4
Tabela 1 – Variáveis utilizadas na construção dos diagramas de equilíbrio para a atividade do Ca2+
2+
CaCO3->Ca +2HCO3- (1)
[H+]
P1 P2 P3
-4,078 -3,736 -3,671
-7,540 -7,380 -7,300
3,462 3,644 3,629
-3,767 -3,387 -3,549
P4
-3,232
-7,710
4,478
-3,519
H4SiO4
Tabela 2 – Variáveis utilizadas na construção dos diagramas de + equilíbrio para a atividade do Na +
[K ]
[H+]
log[K ]log[H+]
P1 P2 P3
-4,495 -4,314 -4,250
-7,540 -7,380 -7,300
3,045 3,066 3,050
-3,767 -3,387 -3,549
P4
-4,070
-7,710
3,640
-3,519
+
H4SiO4
Tabela 3 – Variáveis utilizadas na construção dos diagramas de + equilíbrio para a atividade do K
A caulinita é o argilomineral mais estável neste ambiente geoquímico, tal como mostrado nos diagramas de estabilidade dos minerais. A presença deste argilomineral pode ser resultado do intemperismo químico sobre as rochas da região de estudo. Além disso, os diagramas de estabilidade mostram que as amostras em equilíbrio com a caulinita sugerem um processo de monossialitização. A monossialitização resulta da hidrólise parcial do plagioclásio e piroxênio em pH próximo à neutralidade, onde o alumínio é praticamente insolúvel. Como consequência, o produto primário do intemperismo químico dos silicatos parece ser a caulinita, ou seja, ocorre a lixiviação completa das bases 2+ + 2 (Ca , K , Mg ), e lixiviação parcial da sílica, onde parte é evacuada e parte entra na neoformação das argilas com uma camada de sílica e uma de alumina SiO2/Al2O3. Este processo decorre de um grande ataque do CO2, dissolvido na água, proveniente do solo e da atmosfera, aos minerais primários. Outra consideração é a existência de amostras que estão próximas da região de equilíbrio entre a caulinita e o microclínio. As amostras coletadas nos Pontos 2 e 4 têm comportamento distinto daquelas coletadas nos Pontos 1 e 3, uma vez que se localizam na
2+
2+
Ca, Mg(CO3)2+H2CO3->Ca + Mg + 2HCO3 (2) Desta forma, pode estar ocorrendo a formação da caulinita neste ponto devido a influência de minerais aluminossilicatados provenientes das litologias à sua montante. Bittencourt (1996) afirma que a presença de calcita é um fator fundamental no controle dos teores de cálcio. O carbonato não permite que o sistema entre em equilíbrio a baixas temperaturas, fazendo com que a caulinita seja um aluminossilicato estável. Os diagramas que representam os campos de estabilidade de minerais aluminossilicatados e gibbsita, em função dos teores de sílica, sódio, cálcio e potássio, estão representados nas figuras 4, 5 e 6. As reações consideradas para a construção dos diagramas, com as respectivas constantes de dissolução, bem como as equações delimitadoras dos campos de estabilidade dos minerais, são descritas nas tabelas 4 e 5, respectivamente.
30 25
laumontita
20
log[Ca2+]/[H+]2
[Na ]
log[Na+] log[H+]
+
linha de estabilidade entre a caulinita e o microclínio. O microclínio possui em sua composição o potássio, o qual ocorre na estrutura dos feldspatos em posições intersticiais muito resistentes ao intemperismo. Portanto, a passagem do campo de estabilidade do microclínio para o campo de estabilidade da caulinita se torna mais difícil. O Ponto 1 encontra-se sobre as rochas carbonatadas, onde a reação química de intemperismo é a dissolução, de acordo com as reações:
15 10
Ca-montmorilonita
gibbsita
5 0
Caulinita
-5 -10 -6
-5
-4
-3
-2
-1
log[H4SiO4]
Figura 4 – Diagrama de estabilidade em meio aquoso, a 25 ºC de minerais do sistema Ca-Al-Si-H2O.
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12
Quartzo
Quartzo
Sílica
10
Paragonita muscovita
log[Na+]/[H+]
log[K+]/[H+]
8
microclínio
6 4 2 0
Gibbsita
4
-1
-5
-4
-3
Pirofilita
Gibbsita
caulinita
-2 -4 -6
Albita
9
Caulinita
-2
-1
-6 -6
Figura 5 – Diagrama de estabilidade em meio aquoso a 25 ºC, de minerais do sistema K-Al-Si-H2O.
-5
-4
-3
-2
-1
log[H4SiO4]
log[H4SiO4]
Figura 6 – Diagrama de estabilidade em meio aquoso, a 25 ºC do sistema Na-Al-Si-H2O.
Substância Equação de dissolução + + 3+ KAlSi3O8 + 4H + 4H2O K +Al + 3H4SiO4 Microclínio NaAlSi3O8 + 4H+ + 4H2O Na+ +Al3+ + 3H4SiO4 Albita + 2+ 3+ CaAl2Si2O8 + 8H Ca +2Al + 2H4SiO4 anortita + 2+ CaAl2Si4O12-4H2O + 8H Ca + 2Al3+ + 2H4SiO4 Laumontita Si3Al3O10(OH)2K + 10H+ K+ + 3Al3++ 3H4SiO4 Muscovita Si3Al3O10(OH)2Na + 10H+ Na+ + 2Al3++ 3H4SiO4 Paragonita Si2Al4O10(OH)2Ca +1 4H+ Ca2+ +4Al3+ + 2H4SiO4+ 4H2O Margarita Si4Al2O10(OH)2 + 4H2O + 6H+ 2Al3+ + 2H4SiO4 Pirofilita Si3Mg5Al2O10(OH)8 + 16H+ 2Al3+ +5Mg2+ + 3H4SiO4 + 6H2O Clinocloro + 3+ Si2Al2O5(OH)4 + 6 H 2Al + 2H4SiO4 + H2O Caulinita + + 3+ Na-montmorilonita NaAl7Si11O30(OH)6 + 22H + 8H2O Na + 7Al + 11H4SiO4 + + 3+ K-montmorilonita KAl7Si11O30(OH)6 + 22H + 8H2O K + 7Al + 11H4SiO4 + 2+ 3+ Ca-montmorilonia CaAl14Si22O60(OH)2 + 44H + 16H2O Ca + 14Al + 22H4SiO4 + 2+ 3+ Mg-montmorilonita MgAl14Si22O60(OH)2 + 44H + 16H2O Mg + 14Al + 22H4SiO4 + 3+ Al(OH)3 + 3H Al + 3H2O Gibbsita SiO2 + 2H2O H4SiO4 Quartzo SiO2 + 2H2O H4SiO4 Sílica amorfa SiO2 + 2H2O H4SiO4 Calcedônia CaF2 Ca2+ + 2FFluorita CaSO4.2H2O Ca2+ + SO42- + 2H2O Gipsita 2+ 2CaSO4 Ca + SO4 Anidrita 2+ CO2 + H2O CO3 + 2H Gás carbônico HCO3- CO32- + H+ Bicarbonato o 2+ H2CO3 CO3 + 2H Ácido carbônico CaCO3 + H+ Ca2+ + HCO32Calcita
logK 25 oC 0,08 3,10 27,06 14,15 14,56 18,47 42,17 1,06 68,56 7,43 19,06 18,32 37,10 36,60 8,23 - 4,00 - 2,71 - 3,73 - 10,96 - 4,85 4,27 - 18,13 -10,32 16,67 1,71
logK 60 oC -0,52 1,99 21,61 10,19 10,26 13,59 33,03 -0,93 57,32 4,76 9,48 9,00 17,34 16,49 6,40 - 3,5 - 2,44 - 3,26 - 10,97 - 4,92 - 4,72 - 18,25 - 10, 15 - 16,47 1,21
Tabela 4 – Reações de solubilidade e suas respectivas constantes de equilíbrio, usadas na construção dos diagramas de equilíbrio
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Souza et al./Boletim Paranaense de Geociências 71-1 (2014) 02-11 Substância Equação de dissolução + + 3+ KAlSi3O8 + 4H + 4H2O K +Al + 3H4SiO4 Microclínio + + NaAlSi3O8 + 4H + 4H2O Na +Al3+ + 3H4SiO4 Albita + 2+ 3+ CaAl2Si2O8 + 8H Ca +2Al + 2H4SiO4 anortita CaAl2Si4O12-4H2O + 8H+ Ca2++ 2Al3+ + 2H4SiO4 Laumontita Si3Al3O10(OH)2K + 10H+ K+ + 3Al3++ 3H4SiO4 Muscovita Si3Al3O10(OH)2Na + 10H+ Na+ + 2Al3++ 3H4SiO4 Paragonita Si2Al4O10(OH)2Ca +1 4H+ Ca2+ +4Al3+ + 2H4SiO4+ 4H2O Margarita Si4Al2O10(OH)2 + 4H2O + 6H+ 2Al3+ + 2H4SiO4 Pirofilita Si3Mg5Al2O10(OH)8 + 16H+ 2Al3+ +5Mg2+ + 3H4SiO4 + 6H2O Clinocloro Si2Al2O5(OH)4 + 6 H+ 2Al3+ + 2H4SiO4 + H2O Caulinita + + 3+ Na-montmorilonita NaAl7Si11O30(OH)6 + 22H + 8H2O Na + 7Al + 11H4SiO4 + + 3+ K-montmorilonita KAl7Si11O30(OH)6 + 22H + 8H2O K + 7Al + 11H4SiO4 + 2+ 3+ Ca-montmorilonia CaAl14Si22O60(OH)2 + 44H + 16H2O Ca + 14Al + 22H4SiO4 + 2+ 3+ Mg-montmorilonita MgAl14Si22O60(OH)2 + 44H + 16H2O Mg + 14Al + 22H4SiO4 Al(OH)3 + 3H+ Al3+ + 3H2O Gibbsita SiO2 + 2H2O H4SiO4 Quartzo SiO2 + 2H2O H4SiO4 Sílica amorfa SiO2 + 2H2O H4SiO4 Calcedônia CaF2 Ca2+ + 2FFluorita CaSO4.2H2O Ca2+ + SO42- + 2H2O Gipsita 2+ 2CaSO4 Ca + SO4 Anidrita 2CO2 + H2O CO3 + 2H+ Gás carbônico HCO3- CO32- + H+ Bicarbonato H2CO3o CO32- + 2H+ Ácido carbônico CaCO3 + H+ Ca2+ + HCO32Calcita
logK 25 oC 0,08 3,10 27,06 14,15 14,56 18,47 42,17 1,06 68,56 7,43 19,06 18,32 37,10 36,60 8,23 - 4,00 - 2,71 - 3,73 - 10,96 - 4,85 4,27 - 18,13 -10,32 16,67 1,71
logK 60 oC -0,52 1,99 21,61 10,19 10,26 13,59 33,03 -0,93 57,32 4,76 9,48 9,00 17,34 16,49 6,40 - 3,5 - 2,44 - 3,26 - 10,97 - 4,92 - 4,72 - 18,25 - 10, 15 - 16,47 1,21
Tabela 5 – Equações de co-equilíbrio minera-mineral utilizadas na construção dos diagramas de equilíbrio.
Os diagramas de equilíbrio mostram que os solos são ricos em caulinita, exceto onde ocorrem as rochas da Formação Capiru, porque os solos são transportados. De acordo com estudos realizados pela SUDERHSA (2004), onde é feita uma correlação entre as unidades geológicas e os solos na bacia do Alto Iguaçu, é apontado que, sobre os metapelitos da Formação Capiru, os solos são transportados e residuais, ao contrário dos solos sobre as rochas carbonáticas que são considerados residuais. Sendo assim, as rochas carbonáticas não são compostas somente por CaCO3 ou CaMgCO3. É importante ressaltar que o rio Verde nasce sobre metassedimentos da Formação Capiru, os quais i n c l u e m m e ta s s e d i m e n t o s s í l t i c o - a rg i l o s o s , metassiltitos, argilitos, filitos, filitosgrafitosos, metarritmitos, ardósias, sericita-xistos e quartzosericita-xistos, e, portanto, o intemperismo das rochas influenciam as características químicas das águas, em especial no Ponto 1. O Ponto 2 encontra-se localizado numa região onde predomina uma associação de solos classificados como nitossolo bruno distrófico e cambissoloháplico distrófico. Trata-se, portanto, de solos minerais com B
textural, não hidromórficos, com elevada saturação por bases, baixa saturação por alumínio e baixa capacidade de troca de cátions (Antonello et al., 2002). A relação SiO2/Al2O3 (Ki) desses solos situa-se entre 1,7 e 2,67, e a mineralogia da fração argila está representada principalmente por caulinita, com possibilidade da presença de illita e esmectita (Antonello et al., 2002). Esses autores mencionam que o material originário desses solos são resultantes do intemperismo de rochas metamórficas de alto grau, a exemplo de gnaisses e migmatitos; sendo essas rochas predominantes no Ponto 2 . O Ponto 3 situa-se onde predomina latossolo bruno distrófico. Este solo forma-se a partir do intemperismo de gnaisses e migmatitos, sendo que a fração de argila é representada por caulinita, característica que condiz com o resultado encontrado nos diagramas de equilíbrio para este ponto. O Ponto 4 situa-se onde predomina uma associação de nitossolo bruno distrófico, cambissoloháplico distrófico e latossolo bruno distrófico. Os diagramas de equilíbrio para este ponto mostram que quase existe um equilíbrio entre o microclínio (feldspato potássico) e a caulinita. O intemperismo das rochas da
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Souza et al./Boletim Paranaense de Geociências 71-1 (2014) 02-11 Formação Guabirotuba, de composição variada, resulta nos solos desta área. 6. CONCLUSÃO Os resultados deste estudo permitiram caracterizar a tipologia das águas do rio Verde, determinando suas propriedades físico-químicas e composicionais, assim como determinar as relações entre as águas e as rochas predominantes nesta bacia hidrográfica. A s á g u a s fo ra m c l a s s i f i c a d a s c o m o bicarbonatadas cálcicas-magnesianas, demonstrando a forte influência do intemperismo das rochas carbonáticas presentes na cabeceira da bacia sobre toda
a extensão do rio Verde. Além disso, a dissolução incongruente dos plagioclásios e piroxênios enriquecem as águas em cálcio (principalmente), magnésio, sódio, potássio, ferro, silício e bicarbonato. O uso dos diagramas de equilíbrio para avaliar o tipo de alteração geoquímica gerou resultados que mostraram a predominância da formação da caulinita, argilomineral presente nos solos dos pontos estudados. A presença da caulinita indica que na região ocorre o processo de monossialitização. Dessa forma, em situações onde não há disponibilidade de dados relacionados à análise de amostras de rochas, o uso de diagramas de estabilidade mostra-se bastante eficaz para avaliar o tipo de alteração geoquímica.
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Manuscrito ID 31748 Submetido em julho de 2013 Aceito em setembro de 2013
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