TESE Lucilene corr - UFC

UNIVERSIDADE FEDERAL DO CEARÁ

CENTRO DE CIÊNCIAS

DEPARTAMENTO DE FÍSICA

CURSO DE DOUTORADO EM FÍSICA

Lucilene Pereira

ESTUDO ISOTÓPICO E HIDROQUÍMICO DAS ÁGUAS SUPERFICIAIS E

SUBTERRÂNEAS NO SEMI-ÁRIDO CEARENSE EM ÁREA DE PRESERVAÇÃO

ECOLÓGICA NO MUNICÍPIO DE AIUABA.

FORTALEZA-CE nov/2006

LUCILENE PEREIRA



ECOLÓGICA NO MUNICÍPIO DE AIUABA

Tese submetida à Coordenação do Curso de Pós-Graduação em Física da Universidade Federal do Ceará como requisito parcial para obtenção do Título de Doutorado em Física. Orientadora: Profª Drª Maria Marlúcia Freitas Santiago

FORTALEZA-CE 2006

LUCILENE PEREIRA



ECOLÓGICA NO MUNICÍPIO DE AIUABA

Tese submetida à Coordenação do Curso de Pós-Graduação em Física da Universidade Federal do Ceará como requisito parcial para obtenção do Título de Doutorado em Física.

Aprovada em: 14/11/ 2006

BANCA EXAMINADORA

"Nós viveremos, universo afora, trazendo dentro

d'alma a vida acesa no ritmo da luz da Natureza, que

é a eterna vibração da eterna autora.

A dor, somente a dor nos aprimora, nos caminhos da

prova e da aspereza, elevando a nossa alma na

grandeza da grande claridade redentora.

Somos os lutadores peregrinos, sonhando pela estrada

dos destinos, um castelo de paz, ventura e glórias.

Sabemos do passado envolto em ruínas que a luz do

amor e as rudes disciplinas, são as chaves das últimas

vitórias."

Raul de Leoni

(Soneto psicografado por Chico Xavier)

Em memória de minha mãe Íris da Silva Pereira.

Em memória de meu pai Militino de Jesus Pereira.

Em memória de minha irmã, Marinilde Pereira.

Ao meu amado sobrinho-afilhado Vitor Fernando Pereira

Martins.

Aos meus sobrinhos, irmãs e irmão.

Às minhas queridas mães cearenses, Maria Moura, Eunice

Rodrigues, Noeme (Lúcia) de Sousa e Odete Chagas.

À Ariluce Silva de Sousa, amiga, irmã e companheira de

todas as horas.

AGRADECIMENTOS

Meus mais sinceros agradecimentos:

• A Deus, pela sua grandiosa bondade de fazer minha vida tão bela quanto gloriosa;

• À Profª Drª Maria Marlúcia Freitas Santiago pela orientação segura, estímulo e apoio

incondicionais no desenvolvimento desta tese;

• Ao Prof. Dr. Josué Mendes Filho pelo auxílio, incentivo e confiança em minha carreira

profissional;

• Ao Prof. Dr. José Carlos de Araújo pela oportunidade em fazer parte do Projeto IBESA

e pela amizade a mim concedida durante a realização deste trabalho;

• Ao Prof. Dr. Horst Frischkorn pelas valiosas sugestões e discussões durante este

trabalho;

• Ao Prof. Dr. José Ossian Gadelha de Lima pelo trabalho incansável frente ao

Laboratório de Hidroquímica do Departamento de Física onde foram realizadas as

análises químicas e físico-químicas das amostras d' água e pela inestimável amizade;

• Ao Laboratório de Física Nuclear Aplicada (LFNA) da Universidade Federal da Bahia,

nas pessoas da Profª Drª Maria do Rosário Zucchi e da doutoranda Andrea Fontes, pelas

análises de deutério;

• À equipe técnica do projeto IBESA, nas pessoas de Paulo Sérgio do Carmo Belo,

Roberto Antônio Cordeiro da Silva, Carlos Alberto Germano e Ana Maria Queiroz pelo

apoio logístico para a realização deste trabalho;

• Ao Sr. Antônio Francisco da Silva (Sr. Tico), residente da localidade da Gameleira, pelo

apoio de campo;

• À Hozana Américo Oliveira, residente da localidade da Gameleira, pelas coletas diárias

no Tanque Classe A para as análises isotópicas;

• Ao Prof. Dr. Luiz Alberto Ribeiro Mendonça pela amizade, discussões e sugestões no

desenvolvimento deste trabalho;

• À Profª Drª Carla Maria Salgado Vidal pela amizade e estima;

• À Maria do Carmo Germano (Carminha) pela eficiência e amizade;

• À Maria Aparecida Belém Fernandes pela grande amizade, convivência e apoio nos

momentos difíceis;

• Ao Prof. Dr. Humberto Filomeno da Silva Filho, do Depto. de Física da Universidade

Federal do Maranhão, pela amizade e incentivos incondicionais;

• Aos meus eternos amigos da UFMA Elisiany Brito, Patrícia Falcão, Ozenilde Cunha,

Alessandra de Jesus, Alfredo Pires, Gisélia Andrea, Orjediny Diniz e Glacy Ferreira;

• Ao amigo de sempre Márcio Pereira de Queiroga pela ajuda incondicional nas minhas

viagens a São Luís;

• À Conceição de Maria Moura (Filinha) pelas valiosíssimas palavras de incentivo e de

sabedoria;

• Aos meus amigos da Pós-Graduação Euzenil Almeida de Oliveira, Teldo Anderson da

Silva Pereira, Isabel Cristina Vieira Bento, Manoel Roberval Pimentel Santos, Rivelino

Vilela, Joelma Monteiro pela amizade e agradável convívio;

• Ao Maurício Barreto pela amizade e pelos bons momentos durante nossos trabalhos de

teses;

• Às secretárias da Pós-Graduação em Física Rejane Coelho e Ana Cleide Sampaio e ao

secretário Elias de Freitas pela atenção e presteza;

• Às auxiliares da Secretaria da Física Maria Creusa da Silva, Vera Lúcia dos Santos e Luiza

do Nascimento Barros pela presteza e amizade;

• Aos professores do Departamento de Física da UFC pelos valiosos ensinamentos;

• À FUNPEC (Fundação Norte Rio-Grandense de Pesquisa e Cultura) pelo apoio

financeiro ao Projeto IBESA;

• Ao IBAMA nas pessoas de Manoel Cipriano de Alencar (atual gerente da ESEC -

Aiuaba), Juan Marcelo de Oliveira e Luiz Eduardo Carvalho Bonilha (analistas ambientais

lotados, atualmente, em Brasília);

• À CAPES (Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior) pela bolsa

de estudos concedida;

• Ao CNPq (Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico) pelo

suporte financeiro ao Laboratório de Carbono-14 do Depto. de Física da UFC;

• À FUNCAP (Fundação Cearense de Apoio ao Desenvolvimento Científico e

Tecnológico) pelo apoio financeiro ao Laboratório de Carbono-14 do Depto. de Física

da UFC.

RESUMO

Águas superficiais em pequenos açudes e águas subterrâneas de cacimbas localizadas

em aluviões, no município de Aiuaba, no semi-árido cearense, foram estudadas sob os

aspectos de qualidade, dos processos de salinização e dos modelos isotópicos (2H) que foram

aplicados para avaliar as perdas d´água por infiltração e evaporação no Açude do Boqueirão.

Os resultados das análises químicas das águas e dos solos mostraram que, em áreas vizinhas

ao Açude do Boqueirão, a infiltração de águas de chuvas é pequena devido à presença de

argila do tipo caulinita. O pH do Açude do Boqueirão, em quatro das oito campanhas, revela

águas básicas com valores de até 9,4 devido aos processos de trocas iônicas ocorridas entre

água e solo. A maioria dos dados hidroquímicos das águas superficiais e subterrâneas mostra

que elas são quimicamente adequadas ao consumo humano; no entanto, apesar de se tratar

de uma área de proteção ambiental, sofrem leve efeito da ação antrópica como mostra a

presença de 4NH+ e 3NO− nos açudes. Os sais dissolvidos nas águas têm origem,

principalmente, no processo de dissolução da interação água/rocha e das precipitações

atmosféricas; o efeito do processo de evaporação aparece como agente de enriquecimento de

sais nas águas superficiais e subterrâneas. Os modelos isotópicos aplicados no Açude do

Boqueirão identificaram durante o período de 3 meses de amostragem elevada perda d'água

por evaporação com média de 60,7 % e por infiltração de 13,4 % do volume estocado. As

lâminas d'água perdidas por estes processos foram de 614 mm e 106 mm, respectivamente.

SUMMARY

Surface waters from small dams and groundwater from dug wells located in alluviums,

in the township of Aiuaba, in the semi-arid region of Ceará, were studied to avaluate their

quality and process of salination, and isotope models (2H) were used for assessing losses

through infiltration and through evaporation of the Boqueirão dam. Results from chemical

analyses of waters and soils show that in neighbouring areas to the Boqueirão dam

infiltration of rainfall water is reduced due to caulinitic clay soils. In four out of eight

samplings pH of Boqueirão dam water was found to be alkaline with values up to 9.4, due to

water/soil ion exchange. The major part of hydrochemical values for surface and

groundwaters show that these are chemically suitable for human consumption. However, in

spite of the area being of environmental protection, antropic influence is revealed through

+4NH and −

3NO in dam waters. Dissolved salts originate, principally, from water/rock

interaction but also from atmospheric precipitation; evaporation is the process responsable

for increasing concentration in both surface and groundwater stable isotope models applied

to Boqueirão dam waters identified, for the three months of observations, an elevated loss

through evaporation of 60.7% and 13.4% through infiltration of the volume stored. The

respective absolute heights for these processes were 614 mm and 106 mm.

LISTA DE FIGURAS

Figura 2.1 - Localização da área de estudo e dos pontos amostrados ....................................... 33

Figura 2.2. Médias mensais de temperatura e umidade relativa em Tauá................................. 34

Figura 2.3. Aspecto fechado da caatinga na Bacia Experimental de Aiuaba em duas estações

do ano no mesmo local. .............................................................................................................. 36

Figura 2.4. Mapa Geológico da Estação Ecológica de Aiuaba, tendo em destaque a Bacia da

Gameleira. ...................................................................................................................................... 39

Figura 2.5. Mapa de Solos da Estação Ecológica de Aiuaba, tendo em destaque a Bacia da

Gameleira. - Adaptado de ARAÚJO (2005)........................................................................... 41

Figura 3.1 – Açude do Boqueirão (A1). ........................................................................................... 43

Figura 3.2 – Açude do Caititu (A2)................................................................................................... 43

Figura 3.3 – Açude da D. Leontina (A3). ........................................................................................ 44

Figura 3.4 – Cacimba da Casa da Estação (C1).............................................................................. 44

Figura 3.5 – Cacimba Antonio Fideles (C2).................................................................................... 45

Figura 3.6 – Cacimba Geraldo Nogueira (C3)................................................................................ 45

Figura 3.7 – Amostragem utilizando a garrafa de Van Dorn. (a) açude; (b) cacimba. ........... 46

Figura 3.8 – Amostragem de solos.................................................................................................... 47

Figura 3.9 – Tanque Classe A. ........................................................................................................... 49

Figura 3.10 – Laboratório de Hidroquímica do Depto. de Física da UFC............................... 50

Figura 3.11 – Espectrômetro de Massa Finningan Delta Plus..................................................... 52

Figura 3.12 - Esquema do processo de evaporação. ..................................................................... 58

Figura 3.13 - Processo de evaporação em um Tanque Classe A ................................................ 62

Figura 3.14 - Variação de δ com a fração de volume de água remanescente (f)...................... 64

Figura 3.15 - Variação de δ18O com a fração de volume de água remanescente (f) em função

da umidade relativa (h).. ............................................................................................................. 65

Figura 3.16 - Esquema dos processos de perdas por evaporação e por infiltração em um

reservatório superficial de água................................................................................................. 66

Figura 3.17 - Esquema dos processos de perdas por evaporação e por infiltração em um

reservatório com alimentação subterrânea. ............................................................................ 70

Figura 4.1 – Granulometria de amostras de solos coletadas em furos (F), em diferentes

profundidades na Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE. .......................................................... 73

Figura 4.2 – Correlação entre a massa específica aparente seca e a matéria orgânica (MO)

dos solos da Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE..................................................................... 75

Figura 4.3 – Correlação entre o conteúdo de argila e a condutividade elétrica (CE) dos solos

da Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE....................................................................................... 75

Figura 4.4 – Análises químicas das amostras coletadas em furos (F), em diferentes

profundidades, dos solos da Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE. ....................................... 76

Figura 4.5 - Correlação entre a saturação de bases (V) e o pH dos solos da Bacia da

Gameleira, Aiuaba – CE............................................................................................................. 77

Figura 4.6 - Diagramas de estabilidade da albita em contato com água para as amostras de

C1 e de C3. .................................................................................................................................... 78

Figura 4.7 - Diagramas de estabilidade da anortita em contato com água para as amostras de

C1 e de C3. .................................................................................................................................... 79

Figura 4.8 – (a) Precipitação durante o período de coleta. Variação da condutividade elétrica

com o tempo (b) nos açudes e (c) nas cacimbas. .................................................................. 82

Figura 4.9 – (a) Precipitação durante o período de coleta. Variação do pH com o tempo (b)

nos açudes e (c) nas cacimbas. .................................................................................................. 85

Figura 4.10 – Diagrama de Piper para as águas superficiais e águas subterrâneas da Bacia da

Gameleira e adjacências, Aiuaba – CE. (a) Açudes (b) Cacimbas. .................................... 86

Figura 4.11 – Cloretos versus condutividade elétrica das águas superficiais e águas

subterrâneas da Bacia da Gameleira e adjacências, Aiuaba – CE. (a) Açudes (b)

Cacimbas........................................................................................................................................ 88

Figura 4.12 – Concentração de cloretos versus sódio para as amostras das cacimbas da Bacia

da Gameleira, Aiuaba – CE. ...................................................................................................... 89

Figura 4.13 – (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das

concentrações com o tempo dos íons Ca2+ e Mg2+, respectivamente, nos açudes........ 90

Figura 4.14 – (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das

concentrações com o tempo dos íons Na+ e K+, respectivamente, nos açudes............. 91

Figura 4.15– (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das

concentrações com o tempo dos íons Fe2+ e Al3+, respectivamente, nos açudes.......... 92


concentrações com o tempo dos íons Cl- e HCO3-, respectivamente, nos açudes. ....... 93


concentrações com o tempo dos íons NH4+ e NO3-, respectivamente, nos açudes. .... 94

Figura 4.18 - Classificação das águas para irrigação segundo o diagrama do US. Dept. of

Agriculture..................................................................................................................................... 95

Figura 4.19 - Diagramas de Gibbs catiônico e aniônico, respectivamente, para os açudes. .97

Figura 4.20 - Diagramas de Gibbs catiônico e aniônico, respectivamente, para as cacimbas.

.........................................................................................................................................................97

Figura 4.21 - Relação entre a área inundada e o nível d’água (h) no Açude Boqueirão. ........ 98

Figura 4.22 - Relação entre o volume de acumulação e o nível d’água no Açude Boqueirão

.........................................................................................................................................................99

Figura 4.23 – Variação de δ2H com a fração de volume de água remanescente no tanque

classe A. .......................................................................................................................................100

Figura 4.24 – Variação de δ2H com a fração de volume de água remanescente no Açude do

Boqueirão. ...................................................................................................................................101

LISTA DE TABELAS

Tabela 3.1 - Características dos pontos amostrados (A: açude, C: cacimba)............................ 42

Tabela 3.2 – Localização das amostras de solos e as profundidades de coleta........................ 48

Tabela 4.1 – Localização e composição granulométrica em amostras de solos coletadas em

diferentes profundidades. ........................................................................................................... 72

Tabela 4.2 - Grau de floculação, massas específica aparente seca e real das partículas, pH

em água, condutividade elétrica (CE) e conteúdo de matéria orgânica (MO) dos solos

em diferentes profundidades. .................................................................................................... 73

Tabela 4.3 – Análises químicas do complexo sortivo, soma de bases (S), capacidades de

troca de cátions (CTC) potencial e percentual de saturação das bases (V) nos solos em

diferentes profundidades. ........................................................................................................... 73

Tabela 4.4 - Dados utilizados na construção dos diagramas de estabilidade da albita e da

anortita............................................................................................................................................ 78

Tabela 4.5 - Análises físico-químicas e químicas de águas superficiais e de águas

subterrâneas coletadas na Bacia da Gameleira – Aiuaba/CE (A: açude, C: cacimba). .. 80

Tabela 4.5 – Análises físico-químicas e químicas de águas superficiais e de águas

subterrâneas coletadas na Bacia da Gameleira – Aiuaba/CE (A: açude, C: cacimba)

Continuação................................................................................................................................... 81

Tabela 4.6 - Fração de água remanescente (f) no tanque classe A e valores de δδδδ2H. ............. 99

Tabela 4.7 - Fração de água remanescente (f) no Açude do Boqueirão, valores de δδδδ2H,

níveis d´água e volumes calculados. .......................................................................................101

Tabela 4.8 - Divisão dos valores medidos em três etapas para os cálculos de k e das frações

de volumes infiltrado e evaporado no Açude do Boqueirão.............................................102

Tabela 4.9 - Valor calculado de k, frações totais de volumes infiltrado e evaporado no

Açude do Boqueirão pelo modelo 1.......................................................................................104

Tabela 4.10 - Valor calculado de k, frações totais de volumes infiltrado e evaporado no

Açude do Boqueirão pelo modelo 2.......................................................................................104

Tabela 4.11 - Valores das frações totais de volumes infiltrado e evaporado no Açude do

Boqueirão pelo modelo 3. ........................................................................................................105

Tabela 5.12 - Valores das lâminas de água perdidas por evaporação e por infiltração no

Açude do Boqueirão pelo Modelo 1. .....................................................................................107

LISTA DE QUADROS

Quadro 3.1 – Métodos de análises químicas utilizados para determinação dos íons..............51

Quadro 3.2 - Espécies isotópicas das moléculas de água e suas ocorrências na natureza. ...53

Quadro 3.3 - Os isótopos ambientais 18O e 2H..............................................................................54

SUMÁRIO

1. INTRODUÇÃO .............................................................................................................................. 19

1.1 - Generalidades ........................................................................................................... 19

1.2 - Objetivos ................................................................................................................... 20

1.2.1 - Objetivo geral................................................................................................ 20

1.2.2 - Objetivos específicos ................................................................................... 20

1.3 - Relevância do tema.................................................................................................. 21

1.4 - Revisão bibliográfica ............................................................................................... 21

1.4.1 - Hidroquímica................................................................................................ 22

1.4.2 - Isótopos Ambientais .................................................................................... 26

1.4.3 - Perdas d'água por evaporação e por infiltração....................................... 29

2. ÁREA DE ESTUDO ..................................................................................................................... 32

2.1 - Localização geográfica............................................................................................ 32

2.2 - Clima ......................................................................................................................... 34

2.3 - Vegetação ................................................................................................................. 35

2.4 - Geologia .................................................................................................................... 37

2.5 - Solos........................................................................................................................... 40

3. METODOLOGIA .......................................................................................................................... 42

3.1 - Trabalho de campo.................................................................................................. 42

3.1.1 - Coleta de amostras de água para análise hidroquímica ......................... 42

3.1.2 - Coleta de amostras de solo ......................................................................... 47

3.1.3 - Coleta de amostras de água para análises isotópicas ............................. 48

3.2 - Trabalho de laboratório .......................................................................................... 50

3.2.1 – Análise química das águas......................................................................... 50

3.2.2 – Análises químicas dos solos ...................................................................... 51

3.2.3 – Análises isotópicas ...................................................................................... 52

3.3 - Isótopos ambientais ................................................................................................ 53

3.3.1 – Generalidades .............................................................................................. 53

3.3.3 - Modelo isotópico ......................................................................................... 61

3.3.3.1. - Evaporação da água no Tanque Classe A sob uma atmosfera úmida ......... 61

3.3.3.2. - Cálculo das perdas por evaporação e por infiltração em um reservatório........ 66

4. RESULTADOS E DISCUSSÕES............................................................................................. 72

4.1 - Química dos solos.................................................................................................... 72

4.2 - Química das águas .................................................................................................. 79

4.3 - Perdas d´água por evaporação e infiltração utilizando modelo isotópico....... 98

5. CONCLUSÕES.............................................................................................................................110

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.......................................................................................114

Pereira, L. Estudo isotópico e hidroquímico das águas superficiais e subterrâneas no semi-árido cearense em área de preservação ecológica no município de Aiuaba

19

1. INTRODUÇÃO

1.1 - Generalidades

De acordo com a ONU, calcula-se que existam 1,3 bilhões de pessoas no mundo sem

acesso à água potável, enquanto 2,4 bilhões de pessoas não têm acesso aos serviços

sanitários. O Brasil possui cerca de 11% dos recursos hídricos doces do Planeta porém, 45

milhões de brasileiros ainda não têm acesso à água potável (ASC, 2004).

Na região semi-árida do Nordeste do Brasil, essa situação é ainda mais grave. Primeiro,

devido às condições climáticas; insuficiência e má distribuição interanual das chuvas e

características fisiográficas; segundo, pela grande perda por evaporação das águas dos

reservatórios superficiais e terceiro, pela dificuldade ao acesso à água de qualidade para o

consumo humano, pois geralmente, as fontes de água potável existentes no semi-árido estão

situadas à alguns quilômetros de distância das residências.

Na região dos Inhamuns, semi-árido cearense, o deficit hídrico é de aproximadamente

1000 mm/ano (ARAÚJO et al., 2002), o que torna muito importante as formas de proteção

quantitativa e qualitativa dos recursos hídricos. Como o potencial hídrico desta área é baixo,

o manejo adequado destes recursos permite criar reservas estratégicas para o abastecimento

de pequenas comunidades em longos períodos de estiagem.

Por isto, foi implantado, em 2002, o Projeto IBESA (Implantação de Bacias

Experimentais do Semi-Árido), por uma equipe de pesquisadores de Universidades da região

Nordeste (UFC, UFPB, UFCG, UFBA, UFPE, UFRPE e UFRN) com o objetivo de

desenvolver pesquisas conjuntas e manter atualizado e ordenado o conhecimento científico e

tecnológico da Hidrologia do Semi-árido do Nordeste, aplicando metodologias unificadas.

1 CAPÍTULO


20

A Bacia Experimental de Aiuaba, ou Bacia da Gameleira, onde foi desenvolvido esse

trabalho de tese, foi escolhida por ser representativa da região e por ter área com vegetação

de caatinga extremamente conservada. Além disso, está situada em uma Estação Ecológica,

administrada pelo IBAMA, onde se pôde desenvolver a pesquisa sem a preocupação com

perdas de equipamentos e de dados, e assim, obter informações sobre a gestão da água e uso

da terra na bacia, com pouca ação antrópica. As únicas ações observadas dentro da Estação

Ecológica são o uso da água do Açude Boqueirão pelos animais para a dessedentação e a

presença de caçadores durante a estação da migração de avoantes (Zenaida Auriculata

Noronha) (LEAL FILHO et al., 1997). Tendo como base a contagem dos animais que

recorrem diariamente ao reservatório, foi possível estimar o consumo diário em

aproximadamente 1 m3, que representa em média, perda no açude de 1,5 mm/mês (0,005

mm/dia), que está aquém da precisão das medidas realizadas. Por esta razão, o impacto do

uso da água para dessedentação foi desprezado na estimativa do volume de água açude.

1.2 - Objetivos

1.2.1 - Objetivo geral

Utilização de medidas isotópicas e hidroquímicas para caracterização de uma área

preservada localizada no Semi-Árido Nordestino.

1.2.2 - Objetivos específicos

Obter as características químicas e físico-químicas das águas, subterrâneas e

superficiais, em uma área com vegetação de caatinga bem conservada, com características

hidrológicas do semi-árido e com limitada ação antrópica.

Estudar os processos de salinização das águas superficiais e subterrâneas da Bacia da

Gemeleira e áreas contíguas;

Aplicar três modelos isotópicos para avaliar as taxas de evaporação e de infiltração no

Açude Boqueirão, que tem um volume máximo estimado em 60.000 m3, e

conseqüentemente, comparar os resultados obtidos.


21

1.3 - Relevância do tema

A possibilidade de conhecer melhor as características das águas superficiais e

subterrâneas, os processos que levam à salinização e a avaliação das taxas de evaporação dos

açudes permitirão quantificar e qualificar detalhadamente o comportamento de reservatórios

localizados no semi-árido cearense com pouca ação antrópica, objetivando o manejo

eficiente dos recursos hídricos e sua conservação em qualidade e quantidade na busca de um

melhor aproveitamento desses recursos e, no futuro, utilizar esse estudo em áreas com

grandes ações antrópicas.

1.4 - Revisão bibliográfica

O manancial subterrâneo acha-se relativamente melhor protegido dos agentes de

contaminação que afetam a qualidade das águas dos rios, na medida em que ocorre sob uma

zona não-saturada (aqüífero livre) ou sob uma camada relativamente pouco permeável

(aqüífero confinado). Como resultado, a água subterrânea, em geral, tem como característica

básica importante ser naturalmente potável.

Ela representa a parcela do ciclo hidrológico que transita "escondida" na subsuperfície

da Terra; ocorre preenchendo os vazios intergranulares dos sedimentos ou rochas

sedimentares, as fraturas, falhas, fissuras e outras formas de vazios das rochas compactas.

Esses vazios têm, muitas vezes, dimensões milimétricas, porém, ocorrem em tão grande

número que os volumes da água doce estocados no subsolo dos continentes, até a

profundidade de 4000 m, são estimados entre 8 e 10 milhões de km3. As águas subterrâneas

constituem a origem do escoamento básico dos rios, representando uma contribuição

multianual da ordem de 13.000 km3/ano (PEIXOTO & OORT, 1990).

Praticamente, todos os países do mundo, desenvolvidos ou não, utilizam água

subterrânea para suprir suas necessidades, seja no atendimento total ou apenas suplementar

do abastecimento público e de atividades como irrigação, produção de energia, turismo,

indústria, etc. O início dessa utilização perde-se no tempo e o seu crescimento tem

acompanhado o desenvolvimento do homem na Terra. Consistia inicialmente no

aproveitamento da água de nascentes e de lençóis freáticos rasos, captados através de

escavações rudimentares, que com o tempo evoluíram para cacimbas revestidas de pedra e,


22

posteriormente, também de tijolo.

Com o passar dos anos, a explotação excessiva, as mudanças climáticas e o mau uso da

água produziram um grande problema mundial em relação à quantidade e à qualidade dos

recursos hídricos subterrâneos. A salinização e a poluição das águas por dejetos humanos

estão levando pesquisadores de todo o mundo a buscar soluções para esses problemas.

Com o advento da era industrial e a evolução dos equipamentos de perfuração,

tornou-se possível a construção de poços de maior consistência técnica em tempo cada vez

menor e com profundidades cada vez maiores. Estimativas apontam em 300 milhões o

número de poços perfurados no mundo nas três últimas décadas, 100 milhões dos quais nos

Estados Unidos, onde são perfurados cerca de 400 mil poços por ano (LEAL, 2004).

Nas regiões semi-áridas, em todo o mundo, a hidroquímica e os isótopos ambientais

estão sendo utilizados para determinar a origem, a caracterização das águas subterrâneas e os

processos de salinização como trocas iônicas entre solo e água. Inúmeros trabalhos estão

sendo realizados para estudar os processos de salinização que ocorrem nas águas superficiais

e subterrâneas.

1.4.1 - Hidroquímica

BERNALDEZ & REY (1992) usaram medidas hidroquímicas em áreas de cultivo da

Espanha Central para determinar a evolução química das águas subterrâneas e observaram

que houve um aumento na salinidade e no pH da água ao longo do seu percurso e que estes

aumentos afetaram as características dos solos. Os autores observaram que a distribuição das

plantas está relacionada com a salinidade e a alcalinidade dos solos, justificando o uso de

algumas espécies como indicadores biológicos da qualidade da água.

ADAMS et al. (2001) estudaram processos hidroquímicos das águas subterrâneas em

rochas fraturadas no semi-árido na localidade de Sutherland, oeste de Karoo, sul da África.

Nas áreas mais altas, as águas são do tipo bicarbonatadas cálcicas, enquanto que nas áreas

mais baixas são cloretadas sódicas. Este estudo contribuiu para identificar as áreas com água

subterrânea de boa qualidade.


23

DINDANE et al. (2003) realizaram um trabalho usando medidas hidroquímicas e

isotópicas na Bacia Souss Upstream, sudoeste de Marroco, para identificar características

químicas e a origem das águas subterrâneas em um aqüífero em região semi-árida.

Verificaram que a água subterrânea é supersaturada em relação aos carbonatos causada pela

dissolução de rochas carbonáticas da Bacia. As medidas isotópicas revelaram que ocorre

infiltração rápida, antes de sofrer evaporação, sugerindo recarga através das rochas

fraturadas.

A preocupação com a escassez de recursos hídricos e com a qualidade das águas

subterrâneas e superficiais tem motivado a realização de estudos hidroquímicos e isotópicos,

nas mais diversas áreas do Brasil. Na região Semi-Árida do Nordeste, esses problemas são

mais agravantes devido aos mecanismos de salinização induzidos pelo clima. A origem dos

sais nas águas subterrâneas no Nordeste do Brasil tem sido estudada desde a década de 60.

No Brasil, os problemas de abastecimento de água nas áreas metropolitanas decorrem,

fundamentalmente, de duas circunstâncias principais: (1) nas bacias hidrográficas localizadas

em grandes centros urbanos e industriais, 90 % do volume dos esgotos domésticos e 70 %

dos afluentes industriais são lançados sem tratamento nos rios. Além disso, 99 % dos quase

90 milhões de toneladas/ano de resíduos urbanos são dispostos no solo na forma de aterros

e lixões; (2) no domínio do semi-árido, a degradação da qualidade é agravada pelo clima, que

gera insuficiência periódica das disponibilidades hídricas em face da crescente demanda

(REBOUÇAS, 1997).

TEIXEIRA & OLIVEIRA (1962) observaram que a salinização é produzida por

processos de dissolução dos minerais da rocha durante a circulação das águas de origem

meteóricas nas fendas no cristalino.

SCHOFF (1967) propôs que a salinidade na Bacia Paraíba/PB seja decorrente de

diluição progressiva de sais deixados pela água do mar na última ingressão marinha ocorrida

no Cretáceo Superior.

CRUZ & MELO (1968) estudando 1200 análises químicas de amostras do Nordeste

Brasileiro justificaram as altas salinidades como decorrentes do efeito da capilaridade.

Indicaram, em ordem decrescente, os principais fatores que contribuem para a salinização


24

das águas subterrâneas no Nordeste: a) clima; b) modo de ocorrência das águas (aquíferos

livres ou confinados); c) condições de circulação (zoneamentos verticais) e d) natureza

geológica (influência litológica).

LEAL (1969) identificou a mineralização elevada das águas subterrâneas no cristalino

como decorrente, principalmente, da evaporação e da dissolução de rochas, processos estes

que agem simultaneamente.

REBOUÇAS (1973) avaliou que a salinização das águas tanto superficiais quanto

subterrâneas é causada pelo transporte de aerossóis provenientes do mar nas correntes

atmosféricas. Este teor salino decresceria da costa para o interior.

CRUZ & MELO (1974) citaram alguns fatores como responsáveis para salinização das

águas subterrâneas do cristalino do Nordeste Brasileiro, entre eles, o processo de

concentração por evaporação, observando uma relação direta entre o índice de aridez e o

grau de salinização das águas.

FRISCHKORN et al. (1984) realizaram um estudo no Aqüífero Serra Grande, Bacia

Sedimentar Maranhão-Piauí, no sudoeste do Estado do Piauí, estabelecendo que o aumento

na concentração de sais nas águas subterrâneas é devido à dissolução de sais no aqüífero.

SANTIAGO (1984) estudou a concentração salina da água armazenada nos açudes

Pereira de Miranda e Caxitoré em Pentecostes/CE. Observou que a deposição seca e úmida

de aerossóis e a lixiviação de produtos de intemperismo no cristalino têm um papel

importante no sentido de representar fontes de salinidade e que o processo principal de

salinização é a evaporação.

SANTOS et al. (1984) consideraram a hipótese da salinização das águas subterrâneas no

cristalino do Estado do Rio Grande do Norte ser determinada pelo solo. Os autores

concluíram, com base nas análises químicas dos extratos dos diferentes tipos de solo e das

águas subterrâneas, que são os solos que mais decisivamente contribuem para a salinização

das águas subterrâneas.

CRUZ (1985) observou que os fatores que influem na salinização das águas

subterrâneas são extrínsecos e intrínsecos ao sistema. Dentre os fatores extrínsecos estão: o


25

clima, precipitação e evapotranspiração, as trocas de água com outros sistemas e os efeitos

da poluição antrópica. Dentre os fatores intrínsecos, distinguem-se aqueles relacionados às

características físicas do aqüífero, tais como permeabilidade, porosidade, profundidade do

nível da água, comprimento do percurso, e os processos físico-químicos que ocorrem com a

interação: água-rocha troca iônica, oxidação-redução, dissolução, etc.

MENDONÇA (1996), realizando simulações dos testes de bombeamento de poços no

sistema Aqüífero Superior, no Vale do Cariri, em Juazeiro do Norte/CE, observou que a

baixa salinidade das águas no aqüífero Rio da Batateira aumenta através do processo de

mistura com águas mais salinizadas ascendentes provenientes do aqüífero Missão Velha.

LIMA et al. (1996) analisando as águas das nascentes do Rio Carrapateiras, na região

dos Inhamuns, constataram a presença de águas subterrâneas com salinidade extremamente

alta. A deposição de aerossóis e a evaporação foram identificadas como processos

responsáveis pela salinização dessas águas.

SANTIAGO et al. (1997) analisaram os íons maiores em amostras de poços, cacimbas,

fontes e rios no município de Tauá, no centro-oeste do Ceará, com o objetivo de determinar

os mecanismos de salinização das águas subterrâneas. Os altos valores nas concentrações de

sais são provenientes da evaporação das águas superficiais na bacia hidrográfica durante o

período seco, e da deposição seca e deposição úmida dos aerossóis durante a estação

chuvosa.

OLIVEIRA & BATISTA (1997) fizeram um estudo estatístico com dados de perfis e

de análises químicas de 500 poços perfurados em aqüífero fissural na região semi-árida do

nordeste e concluíram que o índice de aridez e a litologia influenciam os processos de

salinização. Afirmaram que, a não ser em litologias bastante solúveis, como nos carbonatos,

o caráter físico das rochas no sentido de propiciar uma maior salinização mediante a

evaporação é mais importante do que a dissolução química. Litologias que produzem solos

arenosos, como os quartzitos, onde a água penetra mais facilmente no subsolo, mesmo nas

zonas de maior aridez, evitam a evaporação e, suas águas apresentam melhor qualidade do

que aquelas que propiciam taxas elevadas de evaporação, como os granitos.


26

SANTIAGO et al. (1998) identificaram a origem dos sais nas águas subterrâneas como

produtos de intemperismo de feldspatos na Região de Tauá/Inhamuns e, em áreas perto do

mar, deposição de aerossóis, anualmente lixiviados e transportados pelo escoamento

superficial para as fraturas.

MEDEIROS (1992) e OLIVEIRA & MAIA (1998) estudaram a salinidade da água

utilizada na irrigação proveniente do aqüífero situado no calcário da Formação Jandaíra,

localizada na Chapada do Apodi, e verificaram que as águas apresentam concentrações de

sais relativamente elevadas, atingindo valores superiores a 2000 mg/L. Tais águas só podem

ser utilizadas em culturas com boa tolerância à salinidade.

AGUIAR et al. (2000) estudaram os aqüíferos costeiros no Município de Caucaia, na

Região Metropolitana de Fortaleza, e concluíram que a salinização se processa, basicamente,

por sais marinhos aerotransportados (sea spray).

SOUZA FILHO et al. (2004) realizaram análises químicas e físico-químicas das águas

subterrâneas na região de Irauçuba, no Ceará, para entender a origem dos sais e os processos

de salinização. Os resultados mostraram que os sais dissolvidos nas águas têm origem na

dissolução de evaporitos e são concentrados por efeito da intensa evaporação que ocorre na

região semi-árida.

FERNANDES et al. (2005) observaram aumento da salinidade nas águas subterrâneas

armazenadas nos calcários da Formação Jandaíra, Chapada do Apodi/CE, causado pela

evaporação e aplicação excessiva do fertilizante KCl em culturas de bananas.

1.4.2 - Isótopos Ambientais

No contexto hidrológico e hidrogeológico, os isótopos ambientais são utilizados como

traçadores de águas superficiais e subterrâneas em estudos de origem, de recarga e de idade

de um aqüífero (CLARK & FRITZ, 1997). Nas três últimas décadas, eles têm sido utilizados,

com muito êxito, como uma das ferramentas não convencionais no estudo das reservas

hídricas superficiais e subterrâneas.


27

Os primeiros estudos com isótopos ambientais em uso hidrológico no Brasil datam do

final da década de 60, início da década de 70 e tiveram como alvos principais o Nordeste

Brasileiro e a Amazônia.

No Nordeste, os estudos foram motivados pela seca e pela salinização das águas foram

apoiados pela Superintendência do Desenvolvimento do Nordeste (SUDENE), e tinham

como objetivos o conhecimento da origem e dos mecanismos de recarga dos aqüíferos, a

causa da salinização, o tempo de trânsito e a datação destes aqüíferos.

Os estudos na Amazônia tiveram início com o objetivo de calcular a vazão dos rios

Negro e Solimões e estimar a contribuição dos afluentes para o rio Amazonas. Os isótopos

utilizados foram o deutério e o oxigênio-18. Paralelamente a esta linha de pesquisa, a

caracterização da composição isotópica da chuva foi monitorada para determinação de uma

reta meteórica local (SILVEIRA & SILVA JUNIOR, 2002).

FERREIRA DE MELO et al. (1969), utilizando medidas isotópicas na Bacia Potiguar,

principalmente na Formação Açu e no embasamento, mostraram que as águas subterrâneas

têm origem direta nas águas meteóricas e o aumento na salinidade pode ter sido causado pela

transgressão marinha, por evaporação intensa e/ou aerossóis marinhos.

REIS et al. (1977) realizaram um estudo na Ilha de Marajó/AM, com base na

caracterização isotópica da água de chuva, de poços, de rios e do mar; concluíram que as

águas do rio Amazonas, isotopicamente mais leves que as do mar e do rio Tocantins, têm

influência até o sul da ilha. Além disso, em toda a orla da ilha, a relação δ2H x δ18O para

estas águas coincide com a reta meteórica, não evidenciando contribuição de água marinha e

no interior da ilha.

SALATI et al. (1979) usando medidas de 3H e 14C nas águas subterrâneas no Nordeste

brasileiro obtiveram tempos de residência de 10 a 100 anos para os aqüíferos no cristalino e

de mais de 30.000 anos para os aqüíferos sedimentares. Nas áreas sedimentares, existe

indício de que estes aqüíferos sofreram recarga por águas meteóricas antigas, em condições

distintas das atuais, ou seja, paleoáguas.


28

LEOPOLDO et al. (1982) realizaram um estudo em uma pequena bacia de drenagem

na floresta amazônica, região de Manaus/AM, usando dados isotópicos da água da chuva e

da água do solo; os resultados indicaram que não ocorreu fracionamento isotópico

significativo nessas águas. O empobrecimento em 18O e 2H da água do igarapé foi

relacionado à mistura de água de chuva enriquecida em isótopos pesados, com água mais

velha no solo empobrecida nestes isótopos.

FRISCHKORN et al. (1988), utilizando dados hidroquímicos e isotópicos, concluíram

que a salinização no Aqüífero Açu, Bacia Potiguar/RN, recebe uma contribuição do

processo de dissolução de sais dentro do aqüífero pela proporcionalidade da condutividade

elétrica em relação à idade da água.

SANTIAGO et al. (1990), estudando as águas do Cariri/CE, através de medidas de 14C

e 3H, observaram que as águas no aqüífero Missão Velha Superior tinham idades até 3100

anos e no aqüífero Missão Velha Inferior, idades de 1900 a 9200 anos.

SILVA et al. (1996) realizaram um estudo de águas das aluviões e de águas profundas

nos municípios de Crato e Juazeiro do Norte/CE com medidas de 14C e de condutividade

elétrica (CE). Verificaram que há uma diferenciação isotópica entre os aqüíferos

sedimentares profundos, Rio da Batateira e Missão Velha, e o aqüífero das aluviões. Nos

aqüíferos Rio da Batateira e Missão Velha existe uma correlação negativa entre o conteúdo

de 14C e a CE; quanto menor o conteúdo de 14C nestas águas, mais efetivo o processo de

dissolução, ocasionando aumento da CE. Nas aluviões, a correlação positiva dos mesmos

parâmetros foi associada à entrada de águas modernas (com alta concentração de 14C) e à

lavagem de aerossóis do ar e do solo pela chuva, aumentando a condutividade elétrica.

BATISTA et al. (1998), usando medidas isotópicas e de condutividade elétrica nas

águas subterrâneas de Picos/PI, identificaram a presença de paleoáguas armazenadas no

sistema aqüífero Serra Grande, ou seja, nas águas armazenadas nos arenitos entre folhelhos

argilosos da Formação Serra Grande. As águas subterrâneas na Formação Cabeças são na

maioria, do holocênio, tendo também, águas de mistura com paleoáguas do pleistocênio.

CARNEIRO et al. (1998), usando isótopos ambientais em um estudo na Bacia

Sedimentar Piauí-Maranhão, especificamente, no sistema aqüífero Cabeças, não


29

identificaram correlação entre idades e o aumento da salinização e que, de maneira geral, as

águas são pouco mineralizadas.

COSTA FILHO et al. (1998), através de medidas de isótopos estáveis na planície do

Recife/PE, não observaram o avanço da cunha salina como responsável pela salinização dos

aqüíferos costeiros. A diferença isotópica entre a água subterrânea e a água do mar invalida a

hipótese de intrusão marinha. Portanto, os sais foram originados de um processo interno de

dissolução e/ ou mistura com águas marinhas provenientes de manguezais.

SANTIAGO et al. (2001) utilizaram medidas hidroquímicas junto com medidas

isotópicas para identificar os mecanismos de recarga no Baixo Jaguaribe, em Limoeiro do

Norte/CE e concluíram que a recarga é feita pelas águas das chuvas sem evaporação.

PEREIRA (2002), através de medidas hidroquímicas e isotópicas, mostrou que o

Aqüífero Itapecuru, na Ilha de São Luís/MA é semi-confinado e não confinado como

apontavam estudos geológicos anteriores.

1.4.3 - Perdas d'água por evaporação e por infiltração

O primeiro trabalho utilizando modelo isotópico para estimar a evaporação foi feito

por DINÇER (1968) que estudou três reservatórios no sul da Turquia; este estudo foi

completado por MERLIVAT (1970) que observou, em um dos reservatórios, o lago Burdur,

operando em regime estacionário, com o volume evaporado igual ao volume recebido de

aqüífero subterrâneo.

FONTES & GONFIANTINI (1967) desenvolveram uma equação para evaporação

com condensação do vapor d'água da atmosfera e a aplicaram em duas bacias do Nordeste

do Saara.

SANTIAGO et al. (1975) aplicaram um modelo isotópico para estudar a evaporação no

açude Santo Antonio de Russas, Russas/CE, e encontraram percentuais de até 26% e de

33% do volume inicial, em dois períodos distintos, de agosto a janeiro de 1971 e de agosto a

dezembro de 1972.


30

STOLF et al. (1979) usaram modelo isotópico junto com balanço de sais e obtiveram

perda por evaporação de 20 a 40% no Açude Quebra-Unhas/PE, no período de maio de

1974 a outubro de 1976.

GAT & LEVI (1978) determinaram a taxa de alimentação de lagos salinos periódicos

na área de Bardowil, Sinai, no período no qual o reservatório se encontrava, isotopicamente

no estado estacionário.

GIBSON et al. (1996) realizaram um estudo para validar um modelo isotópico que

estima a taxa de evaporação em um lago situado no Ártico do Canadá comparando os

resultados obtidos com outros métodos como balanço de massa, balanço de energia, perfil

aerodinâmico e tanque classe A.

GIBSON (2001) utilizou medidas de oxigênio-18 e de deutério em lagos de regiões do

nordeste do Canadá onde o monitoramento hidroclimático é limitado. Concluiu que o

enriquecimento isotópico em pequenos lagos pode ser utilizado para estimar evaporação e

compreender o comportamento de reservatórios em regiões árticas e subárticas.

GIBSON et al. (1999), através de medidas isotópicas realizadas em Tanque Classe A,

determinaram a composição isotópica do vapor d'água na atmosfera durante o verão nas

regiões árticas e subárticas do Canadá.

GIBSON et al. (2002b) utilizando balanço isotópico, calcularam e comparam o fluxo, o

tempo de residência e a infiltração das águas de 70 pequenos lagos na planície Boreal do

nordeste e do norte-central de Alberta, Canadá. A aplicação do modelo isotópico resultou

em uma poderosa ferramenta para analisar balanço de água de lagos.

GIBSON (2002) utilizou um balanço isotópico não-estacionário para calcular a

evaporação em lagos rasos no Ártico. O modelo foi consistente por identificar lagos com

características substancialmente diferentes.

CORLIS et al. (2003), através medidas isotópicas no Golfo Spencer, Sul da Austrália,

elaboraram um modelo simples de evaporação combinado com processos de mistura e de

troca entre o golfo e o mar aberto. Os resultados mostraram que no golfo a evaporação é

maior, enquanto que os processos de mistura são mais intensos no mar aberto.


31

GRÜNBERGER et al. (2004), usando um modelo isotópico, avaliaram as taxas de

evaporação para o reservatório El Gouazine, Tunísia, estimaram uma taxa de evaporação de

300 m3/dia quando o nível do reservatório está acima de 4,5 m e de 170 m3/dia quando o

nível está abaixo de 4,5 m.

EHLMANN et al. (2005), através de um modelo isotópico, calcularam a taxa de

evaporação de 4,9 mm/dia no lago alpino Waiau, Havaí, cuja altitude é de 3960 m acima do

mar. Por modelos convencionais, a evaporação foi avaliada em 4,1 mm/dia com um desvio

padrão de 2,5 mm/dia.


32

2. ÁREA DE ESTUDO

2.1 - Localização geográfica

O município de Aiuaba situa-se na região dos Inhamuns a sudoeste do Estado do

Ceará, a uma altitude de 466 m, compreendendo uma área de 24171,6 km2 (TCM, 2003); tem

como limites os municípios cearenses Antonina do Norte, Arneiroz, Campos Sales, Parambu

e Saboeiro, além das porções limítrofes com o Estado do Piauí.

O acesso ao município, a partir de Fortaleza, pode ser feito através da rodovia

Fortaleza/Canindé/Tauá, seguida do ramal que leva a Campos Sales e à sede do município

de Aiuaba. A Estação Ecológica de Aiuaba dista 425 km de Fortaleza por esse trajeto. Um

acesso alternativo à bacia pode ser feito através da rodovia estadual Estrada do Algodão,

passando por Quixadá, Quixeramobim, Iguatu e Saboeiro; por esse acesso, a distância da

Bacia Experimental da Gameleira à Fortaleza é de 511 km.

A Estação Ecológica (ESEC) de Aiuaba tem uma área de 115,3 km2 e localiza-se entre

as coordenadas: 06°35' - 06°46' S e 40°07' - 40°20' W. Destaca-se em importância por ser a

maior Unidade de Conservação Federal do Bioma Caatinga representando um papel

importante para o ciclo hidrológico da região. A Bacia Experimental da Gameleira está

inteiramente inserida na Estação Ecológica de Aiuaba, com área de aproximadamente

12 km2 e perímetro de 15,22 km (Figura 2.1).

2 CAPÍTULO

Pereira, L. Estudo isotópico e hidroquímico das águas superficiais e subterrâneas no cristalino cearense em área de preservação ecológica no município de Aiuaba

33

PIAU Í

CAMPOS SALES

ANTONINA DO

NORTE

SA

BO

EIR

O

SA

BO

EIR

O

CATARINA

ARNEIROZ

ARNEIROZ

PAR

AM

BÚ

PARAMBÚ

PIA

UÍ

PI A

UÍ

,,4030O ,

600

600

600

600600

MUNICÍPIO DE AIUABA - CE

4020O ,

4010O ,

4010O ,

Estação Ecológicade Aiuaba - IBAMA

DETALHE

3,5 3,5 7,03,5 0 km

63 0

O,

640

O,

650

O,

N

CEARÁFortaleza

Sertão dosInhamuns

A1A2

C3C2

C1

A3

Bacia da Gameleira

F2F1

F3

F4

rios intermitentescontorno da Bacia da Gameleirarios intermitentescontorno da Bacia da Gameleira

Legenda

pontos de coleta d´águaA: Açude; C: CacimbaF: furos para coleta de solos

PIAU Í

CAMPOS SALES

ANTONINA DO

NORTE

SA

BO

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O

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CATARINA

ARNEIROZ

ARNEIROZ

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MUNICÍPIO DE AIUABA - CE

4020O ,

4010O ,

4010O ,

Estação Ecológicade Aiuaba - IBAMAEstação Ecológicade Aiuaba - IBAMA

DETALHE

3,5 3,5 7,03,5 0 km

63 0

O,

640

O,

650

O,

N

CEARÁFortaleza

Sertão dosInhamuns

A1A2

C3C2

C1

A3

Bacia da Gameleira

F2F1

F3

F4


Legenda



Legenda


Figura 2.1 - Localização da área de estudo e dos pontos amostrados


34

2.2 - Clima

Segundo Köeppen, a região em estudo está classificada como sendo uma Zona de

Clima Seco, tipo B, quente e semi-árido. Os dados de temperatura revelam valores médios

de 24,5 °C para o período mais frio (junho-julho) e 27,8 °C para o mais quente (novembro-

dezembro). O ar é seco, apresentando umidade relativa média anual de 61,6 % com o

mínimo de 44,0 % no mês de setembro (DNMET, 1992). Os dados de umidade relativa e de

temperatura médias mensais estão apresentados na Figura 2.2.

A precipitação pluviométrica média anual, medida pela Estação Meteorológica de

Aiuaba, fica em torno de 569 mm. Devido à característica de clima semi-árido, apresenta

uma distribuição concentrada das chuvas durante alguns meses do ano. O período chuvoso

coincide com o verão-outono, registrando as maiores precipitações em março-abril. O

período seco corresponde ao inverno-primavera. A evapotranspiração potencial chega aos

1567 mm/ano, propiciando elevado déficit hídrico atmosférico de 1000 mm/ano (ARAÚJO,

2005).

40

45

50

55

60

65

70

75

80

Jan Fev Mar Abr Mai Jun Jul Ago Set Out Nov Dez

Mês

Um

idad

e re

lati

va (

%)

24.0

24.5

25.0

25.5

26.0

26.5

27.0

27.5

28.0

Tem

per

atu

ra (

ºC)

Umidade relativa Temperatura

Figura 2.2. Médias mensais de temperatura e umidade relativa em Tauá (Fonte: DNMET, 1992)


35

2.3 - Vegetação

A vegetação predominante na área é uma caatinga arbórea e sub-arbórea densa. O

termo Caatinga é originário do Tupi-Guarani que significa mata-branca, clara, esbranquiçada

ou aberta, em alusão ao seu aspecto fisionômico no período seco do ano. Apesar da

diversidade das formações vegetais xerofíticas do Nordeste Semi-Árido, incluindo

fisionomias arbustivas, o termo Caatinga tem sido mais aplicado à tipologia arbórea,

considerada por Andrade-Lima (FIGUEIREDO & LIMA VERDE, 1999) como "a verdadeira

Caatinga dos Tupis". A Caatinga ocorre no semi-árido sobre solos geralmente rasos; no

entanto, são ricos e férteis, decorrentes da desintegração de material geológico cristalino,

onde predominam processos internos de erosão.

A ocorrência de secas periódicas estabelece regimes intermitentes aos rios e provoca a

queda das folhas da vegetação. O rebrotamento ocorre apenas nos curtos períodos de

chuvas, provocando forte mudança na vegetação ao longo do ano, como ilustram as Figuras

2.3 (a e b). A maior parte da vegetação arbórea apresenta folhas pequenas, com adaptação à

redução da transpiração, porte médio a baixo, 3 a 7m, sendo entremeadas por cactáceas e

bromeliáceas (ARRUDA, 2001).

Destacam-se entre as espécies arbóreas, a braúna, a aroeira, o angico, o pereiro e o

cumaru que, ao lado de diversas cactáceas, compõem a cobertura vegetal. Em algumas

manchas, no entanto, a caatinga torna-se bem esparsa, apresentando solo praticamente

desnudo, com a ocorrência de espécimes arbustivos.

Em geral, na Estação Ecológica de Aiuaba, devido à antiga ocupação deste bioma e a

continuidade de práticas de preparo do solo (através de grandes desmatamentos,

principalmente para a formação de pastagens e pecuária extensiva, a extração de madeiras

para produção de lenha, estacas e carvão, a queimada para produção de pequenas lavouras de

subsistência, a caça e a agroindústria) houve consumo de cerca de 80% do ecossistema

original (NASCIMENTO, 2000; ARRUDA, 2001).


36

(a) Estação úmida

(b) Estação de estio

Figura 2.3. Aspecto fechado da caatinga na Bacia Experimental de Aiuaba em duas estações do ano no

mesmo local (ARAÚJO, 2003).


37

2.4 - Geologia

A geologia da Estação Ecológica de Aiuaba apresenta características dos períodos

Paleo-proterozóico e Cenozóico. Nela, foram reconhecidas cinco unidades litoestratigráficas

denominadas de Faixa Orós, Intrusões Graníticas, Intrusões Básicas, Coberturas Tercio-

Quartenárias e Aluviões (OLIVEIRA et al., 1983 e CPRM, 2003).

Como mostrada na Figura 2.4, a geologia da Bacia Experimental de Aiuaba

compreende a uma unidade litoestratigráfica, a Faixa de Orós do período Paleo-

Proterozóico. Esta unidade é dividida em Suíte Granitóide Serra do Deserto e Formação

Santarém.

A Suíte Granitóide Serra do Deserto é constituída de augenortognaisses graníticos,

biotita e hornblenda. Compreende rochas de coloração cinza a escura, apresentando em

alguns pontos coloração rosada; sua estrutura é gnáissica fina, constituída de alternância de

faixas escuras e claras. As faixas claras são compostas basicamente de quartzo, feldspato e

muscovita; as faixas escuras são constituídas de biotita e minerais opacos. A granulação varia

de fina a média contendo "augen" de feldspatos dispersos numa massa formada de grãos de

quartzo, feldspato e muscovita.

A Formação Santarém compreende uma seqüência constituída de intercalações de

quartzitos, filitos e calcários. Localiza-se na parte central estendendo-se até a porção oeste e

nordeste da Bacia, representando a unidade de maior expressão na área estudada.

Os quartzitos apresentam grandes exposições na área e caracterizam-se por cores

esbranquiçadas, em alguns trechos são amarelados, de granulação fina, compactos e em

parte, micáceos, com aspecto sedoso brilhante nos planos de foliação.

Os filitos apresentam-se com aspecto variado podendo ser classificados em dois tipos.

O primeiro, possui uma coloração cinza-escura, com tonalidade cinza-esverdeada, brilho

sedoso, granulação fina, boa foliação, às vezes exibindo uma alternância de faixas claras e

escuras, bem nítidas. A mineralogia é constituída por quartzo, micas e como acessórios

observam-se pontuações de minerais opacos. A mica predominante é a sericita, que ocorre

concentrada em finos níveis intercalados com faixas quartzosas. Em algumas amostras,


38

observam-se estruturas dobradas, em faixas milimétricas, que se sobressaem na rocha, por

apresentarem uma coloração mais escura. O outro tipo de filito encontrado apresenta-se

bastante friável, de cor cinza, granulação fina, intercalado com níveis quartzíticos de

espessura variada. A mineralogia é constituída por micas, principalmente biotita, pequena

quantidade de grãos de quartzo e cristais de magnetita ora bem formados, ora alternados

para hematita.

Os calcários apresentam-se com características bem distintas. O primeiro tipo

encontrado caracteriza-se por um bandamento com faixas escuras, granulação fina a média,

constituídos basicamente por carbonatos, podendo aparecer esporadicamente lamelas de

muscovita e diminutos grãos de minerais opacos disseminados. O outro tipo apresenta-se

compacto, de coloração esbranquiçada, mostrando grau de pureza mais elevado que o

primeiro. É formado também por carbonatos, principalmente a dolomita, com ocasionais

lamelas de muscovita.


39

70°

65°

75°

80°

80°

65°

65°

75°

60°

60°

55°

47°

55°

600

600560

680

680

660680

500

500

500

600

640

600

620

500

560

560

580660

600

600

500

500

480

480

460

460

460

500

480

460

600

540

560

540

56054

0

540

0 1 2 3 Km

NM NG

LEGENDA GEOLÓGICA

Zona de Cisalhamento

70° Atitude de foliação (vertical)

Contato definido

Fraturas

COLUNA ESTRATIGRÁFICA

CENOZÓICO

NEO-PROTEROZÓICO

PALEO-PROTEROZÓICO

Coberturas

Tércio-Quaternárias

Aluviões

Rochas

Plutônicas

Intrusões Graníticas

Intrusões Básicas

Faixa Orósfi

Suíte Itaporanga - granitos porfiríticos e ortognaisses porfiríticos milonitizados

Suíte Gabróide - gabros

Suíte Granitóide Serra do Deserto - constituida de augenortognaisses graníticos à biotita hornblenda

Formação Santarém - metapelitos (filitos e xistos aluminosos), com intercalações de quartzitos e mármores dolomíticos

CTQr - Depósitos residuais com crostas e coberturas lateritizadas contendo concreções ferruginosas e espessos depósitos de caulim

Curvas de Níveis

Drenagem

353000 362000

363000 377000

927

100

09

263

000

926

200

09

254

000

Adaptado de OLIVEIRA et al (1983) e CPRM (2003)

GAMELEIRA

CAITITU

SERRA

BONITA

SERRA

DE

SÃO

CORNÉLIO

CACHOEIRA

DESERTO

SERRA DO ESCONDIDO

SERRA

DO

ROSIL

HO

CTQa - Sedimentos inconsolidados de acumulação

Ae

NPsit

NPsgb

PPsgsd

PPfsqzca

CTQ

Aluviões

NPsit

NPsgb

PPFS(fi)

PPFS(qz)PPFS(Ca)

PPsgsd

CTQrCTQa

Ae

Ae

Ae

PPFS(fi)

Figura 2.4. Mapa Geológico da Estação Ecológica de Aiuaba, tendo em destaque a Bacia da Gameleira. Adaptado de ARAÚJO (2005)

Bacia da GameleiraBacia da Gameleira


40

2.5 - Solos

Os solos da Estação Ecológica de Aiuaba, de acordo com a classificação da

EMBRAPA (1999), compreendem as classes dos Argissolos, os Luvissolos, os Neossolos

litólicos e os Planossolos, antes denominados Podzólicos Vermelhos-Amarelos, Bruno Não-

Cálcicos, Litólicos e Planossolos Solódicos, respectivamente.

Na Bacia da Gameleira, os solos compreendem a três unidades pedogenéticas, a saber:

Latossolo Vermelho-Amarelo (LV), Podzólico Vermelho-Amarelo raso (PV1 e PV3) e Solos

Litólicos (Re3), como mostrados na Figura 2.5 (ARAÚJO, 2005).

A unidade Latossolo Vermelho-Amarelo demonstra alto grau de intemperização com

presença de sesquióxidos e predomínio de minerais argilosos do grupo 1/1 (grupo da

caulinita). Devido a processos de migração e precipitação do ferro, evidencia-se, em

profundidade nos perfis, presença de concreções ferruginosas sobrejacentes a uma camada

de natureza também ferruginosa, aparentemente contínua e de natureza irreversível.

Compreende solos que possuem baixo grau de saturação de bases (V%), baixa capacidade de

troca catiônica (CTC) e fraca presença de minerais alteráveis.

Os solos do tipo Podzólico Vermelho-Amarelo foram denominados de Argilossolos

pela nova classificação da EMBRAPA (1999). Esta classe subdivide-se em Podzólico

Vermelho-Amarelo raso (da área de estudo) e Podzólico Vermelho-Amarelo latossólico. O

tipo Podzólico Vermelho-Amarelo raso apresenta características evidenciais de Podzólico

Vermelho-Amarelo; entretanto, com profundidade normalmente não superior a 60 cm, o

que lhe confere o caráter raso. Estes solos possuem saturação de bases (S) média a alta,

denotando argila de atividade baixa.

Os regossolos são uma classe definida por solos litólicos, pouco desenvolvidos com

seqüência de horizontes A e C, ou medianamente profundos e com algumas porções de

minerais primários de fácil decomposição. Na nova classificação da EMBRAPA (1999), são

denominados de Neossolos Litólicos. São derivados do filito e do gnaisse (ARAÚJO, 2005).


41

NC

Ae

Ae

Ae

LV

AQ

PV2 PV1

PV3

Re2

PV2

Re3

LE

Re1

Re3

Re2

VV

VV

V

Re3

PV3

Ae

353000 363000

364000 377000

92

71

000

9270000

92

63

000

92

62

000

92

54

000

LE

PV1

PV2

PV3

NC

V

Re1

Re2

Re3

AQ

Ae

Latossolo Vermelho-amarelo

Latossolo Vermelho-Escuro

Podzólico Vermelho-amarelo



Bruno Não-Cálcico

Vertissolo

Solos Litólicos

Solos Litólicos

Solos Litólicos

Areias Quartzosas

Aluviões

Textura Média/argilosa + Latossolo Vermelho-Amarelo Pálido textura Média + Latossolo Vermelho-Amarelo pouco profundo, fase concrecionária, Floresta / Caatinga / Caatinga Relevo Plano e Suave Ondulado

Podzólico Textura Média fase Caatinga Hiperxerófila Relevo Suave Ondulado

Raso Textura Média + Solos Litólicos substrato Gnaisses, fase Caatinga Hiperxerófila Relevo Ondulado + Afloramento de Rocha

Latossólico Textura Média fase Floresta / Caatinga Relevo Plano

Raso Textura Média / argilosa + Solos Litólicos substrato Filito e Quartzito fase Caatinga Hiperxerófila Relevo Suave Ondulado e Ondulado + Afloramentos de Rocha

Textura Média / argilosa + Bruno não-Cálcico Vértico + Solos Litólicos substrato Gnaisses fase Caatinga Hiperxerófila Relevo Plano e Suave Ondulado + Afloramentos de Rocha

Fase Caatinga Hiperxerófila Relevo Plano

Textura Média substrato Filito-Quartzito e Gnaisses + Bruno não-Cálcico Textura Média + Vertissolo, Fase Caatinga Hiperxerófila Relevo Plano a Ondulado + Afloramentos de Rocha

Textura Média, substrato Filito-Quatzito-Calcário, Fase Hipoxerófila Relevo Ondulado e Forte Ondulado + Afloramentos de Rocha

Textura Arenosa / Média substrato Filito-Quartzito e Gnaisses + Planossolo Textura Média com Cascalho, Fase Caatinga Hipoxerófila Relevo Plano a Forte Ondulado + Afloramentos de Rocha

Textura Arenosa + Regossolo Textura Arenosa / Média Caatinga Hipoxerófila Relevo Plano

Formações Colúvio-Eluviais + Afloramentos de Rocha

LEGENDA DOS SOLOS

FONTE: OLIVEIRA et al (1983)

NM NG

0 1 2 3 Km

GAMELEIRA

CAITITU

SERRA

BONITA

SERRA

DE

SÃO

CORNÉLIO

CACHOEIRA

DESERTO

SERRA

DO

ROSILH

O

SERRADO ESCONDIDO

LV

Figura 2.5. Mapa de Solos da Estação Ecológica de Aiuaba, tendo em destaque a Bacia da Gameleira. - Adaptado de ARAÚJO (2005)

Bacia da GameleiraBacia da Gameleira


42

3. METODOLOGIA

Para o desenvolvimento desta tese, foi utilizada a seguinte metodologia para os

trabalhos de campo e de laboratório.

3.1 - Trabalho de campo

3.1.1 - Coleta de amostras de água para análise hidroquímica

A amostragem de água em três açudes e três cacimbas (Figuras 2.1 e 3.1 a 3.6) para

análise hidroquímica consistiu de 8 campanhas no período de fevereiro/2003 a maio/2004.

Em cada ponto de amostragem foi retirado o volume de 1,5 L armazenado em garrafas de

500 mL devidamente limpas. Todas as amostras foram conservadas por refrigeração em

caixas de isopor com gelo, para que fossem mantidas as propriedades físico-químicas. As

características dos pontos de amostragens estão mostradas na Tabela 3.1.

Os parâmetros físico-químicos, condutividade elétrica e pH foram determinados “in

loco” com os instrumentos pHmetro Cole Parmer Modelo 60061 e Condutivímetro portátil

Cole Parmer Modelo 1500-32.

Tabela 3.1 - Características dos pontos amostrados (A: açude, C: cacimba).

Localização (UTM) Manancial E N

Prof. (m)

Revestimento Uso Observações

Açude do Boqueirão

A1 357323 9259250 4 - Dessedentação de animais

Regime intermitente

Açude do Caititu A2 358911 9258749 6 - Dessedentação de animais

Regime intermitente

Açude da D. Leontina

A3 356238 9260243 6 - Fins domésticos Escavado à

mão Cacimba Casa da

Estação C1 356254 9260099 14

Precário/ rachaduras

Impróprio Presença de animais

Cacimba Antonio Fideles

C2 356644 9259904 14 Em boas condições

Diversos fins Abastece

comunidades vizinhas

Cacimba Geraldo Nogueira

C3 359452 9260063 10 Sem

revestimento Lavoura e fins domésticos

Água salobra

3 CAPÍTULO


43

Medidor de profundidadeMedidor de

nível d’águaMedidor de

profundidade

Linígrafo ou medidor de nível d’água

Figura 3.1 – Açude do Boqueirão (A1) - Data: 27/02/2003.

Figura 3.2 – Açude do Caititu (A2) - Data: 30/01/2003.


44

Figura 3.3 – Açude da D. Leontina (A3) - Data: 30/01/2003.

Figura 3.4 – Cacimba da Casa da Estação (C1).


45

Figura 3.5 – Cacimba Antonio Fideles (C2).

Figura 3.6 – Cacimba Geraldo Nogueira (C3).


46

As coletas das amostras foram feitas com garrafa de Van Dorn (Figura 3.7a e b). No

caso das cacimbas, elas foram retiradas à meia profundidade e nos açudes, a uma

profundidade cerca de 2 m.

(a)

(b)

Figura 3.7 – Amostragem utilizando a garrafa de Van Dorn. (a) açude; (b) cacimba.


47

3.1.2 - Coleta de amostras de solo

Amostras de solos foram coletadas em diferentes pontos da Bacia da Gameleira para

análises granulométrica e química. As amostragens em cada um dos quatro furos de 20 cm

em 20 cm, em áreas uniformes quanto à cor, topografia e textura, a partir da camada

superficial do solo, que foi limpa antes, removendo folhas e outros detritos. As amostras de

uma mesma área uniforme e de mesma profundidade foram homogeneizadas e delas foi

retirada uma alíquota de no mínimo 1 Kg (Figura 3.8).

A localização dos pontos de amostragem dos solos e as profundidades dos furos

estão mostradas na Tabela 3.2.

GPS

Rocha

Amostra de solo

GPS

Rocha

Amostra de solo

Figura 3.8 – Amostragem de solos - GPS Modelo Rino 110/Garmin.


48

Tabela 3.2 – Localização das amostras de solos e as profundidades de coleta.

Localização (UTM) Furo

E N Profundidade da amostra (cm)

0-20 F1 357336 9259274 20-35 0-20 F2 357206 9259225 20-40 0-20 20-40 F3 357089 9258529 40-50 0-20 F4 357043 9258795 20-40

3.1.3 - Coleta de amostras de água para análises isotópicas

A amostragem para análise isotópica, para cálculo das taxas de evaporação, foi feita

por coletas diárias em um Tanque Classe A localizado próximo ao Açude do Boqueirão

(Figura 3.9) e coletas semanais no Açude do Boqueirão, durante o período de estiagem. As

amostras foram armazenadas em frascos de 50 mL, lacradas com parafina para evitar o

fracionamento isotópico por evaporação.

O Tanque Classe A tem 121 cm (3 pés) de diâmetro e 25 cm (10 pol) de altura,

armazenando 282,6 L de água. Ele foi colocado em área aberta, para que ocorresse

incidência direta da luz solar. Dentro do tanque foi colocado um "poço tranqüilizador" para

as medidas de nível com maior precisão.

O tanque foi instalado, ao lado de uma estação meteorológica, a uma distância

aproximada de 200 m do Açude do Boqueirão, objeto de estudo de evaporação. Assim,

condições climáticas são as mesmas tanto para o tanque quanto para o açude, e as medidas

dos parâmetros como temperatura e umidade relativa do ar não necessitaram correções.


49

Figura 3.9 – Tanque Classe A.

Tranqüilizador


50

3.2 - Trabalho de laboratório

3.2.1 – Análise química das águas

Em cada amostra foram determinadas as concentrações dos íons Ca2+, Mg2+, Na+, K+,

Fe2+, Al3+, NH4+, Cl-, SO42-, HCO3-, CO3-, OH-, NH3- e NO2-. As análises foram feitas no

Laboratório de Hidroquímica do Departamento de Física da Universidade Federal do Ceará

(Figura 3.10).

Espectrofotômetro

Fotômetro de Chamas

Espectrofotômetro

Fotômetro de Chamas

Figura 3.10 – Laboratório de Hidroquímica do Depto. de Física da UFC.


51

Os métodos utilizados (Quadro 3.1) na determinação destes íons obedecem ao

Standard Methods [APHA, (1992)], exceto para o íon NO3- que foi determinado pelo

método do NITRAVER. Os dados das medidas foram obtidos através de curvas de

calibração feitas para cada íon a ser determinado.

Quadro 3.1 – Métodos de análises químicas utilizados para determinação dos íons (APHA, 1992).

Íons Método de análise

Ca2+ e Mg2+ Titulométrico com EDTA

Na+ e K+ Fotometria de chama

Cl- Titulométrico com AgNO3-

HCO3-, CO3- e OH- Titulométrico com HCl

SO42- Turbidimétrico/espectrofotométrico com BaCl2

Al3+ Espectrofotométrico da ericromocianina

NO2- Espectrofotométrico da sulfanilamida

NH4 Espectrofotométrico de Nessler

Fe2+ Espectrofotométrico da ortofenantrolina

3.2.2 – Análises químicas dos solos

As análises químicas dos complexos sortidos (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, H+ e Al3+) e da

capacidade de troca de cátions dos solos foram feitas no Laboratório de Solos do

Departamento de Ciências do Solo da UFC, utilizando a metodologia da EMBRAPA (1979).

Juntamente com as análises químicas, foram medidas a granulometria das amostras, através

da norma da ABNT - Solo (Análise Granulométrica) NBR 7181/dez (1984), a matéria

orgânica, pelo método da EMBRAPA (1999), e ainda determinados o grau de floculação, as

massas específicas aparente seca e real das partículas, o pH em água e a condutividade

elétrica dos solos.

Com as análises químicas dos solos foram determinados os parâmetros:

• Soma de Bases (S) que corresponde à soma das cargas dos cátions trocáveis

predominantes nos solos (Ca2+, Mg2+, Na+e K+);

• Capacidade de Troca de Cátions definida como CTC = (S) + [H+] + [Al3+];


52

• Capacidade de Troca de Cátions Potencial (CTCpot) que é a CTC que o solo pode alcançar

em pH 7,0;

• Saturação de Bases (V) que corresponde à porcentagem da CTCpot que é ocupada pelos

cátions básicos (Ca2+, Mg2+, Na+e K+) e é calculada pela Equação V = S • 100/CTCpot.

A obtenção destes parâmetros está descrita em FASSBENDER & BORNEMISZA

(1987), KIEHL (1979) e VIEIRA et al. (1988).

3.2.3 – Análises isotópicas

As análises isotópicas foram realizadas no Laboratório de Física Nuclear Aplicada da

Universidade Federal da Bahia - LFNA - UFBA, que conta com um sistema de

Espectrometria de Massa contendo: um Espectrômetro de Massa - MS Finningan MAT

Delta Plus (Figura 3.11) e um reator automático H-Device Thermo Quest Finningan,

específico para a análise da razão D/H. A precisão das medidas foi de ±1 ‰.

Figura 3.11 – Espectrômetro de Massa Finningan Delta Plus (Figura meramente ilustrativa) - Retirada do

site: http://www4.nau.edu/cpsil/images/Delta%20Plus%20XL.JPG- Acessado em 17/07/2006.


53

3.3 - Isótopos ambientais

3.3.1 – Generalidades

A utilização de isótopos ambientais em estudos hidrogeológicos iniciou a cerca de 50

anos, com os trabalhos pioneiros de UREY et al. (1951) e EPSTEIN & MAYEDA (1953) na

década de 50. Atualmente, o emprego de isótopos ambientais, assim denominados por serem

encontrados de forma generalizada no meio ambiente em quantidades que permitem seu uso

como traçadores ou marcadores cronológicos, é muito difundido a nível mundial, podendo-

se considerar como tradicional no meio técnico hidrogeológico (FRITZ & FONTES, 1980).

Dentre os isótopos estáveis destacam-se o oxigênio-18 e o deutério, que são parte

integrante da molécula de água; são traçadores naturais ideais para o estudo da Hidrologia.

Os isótopos radioativos mais utilizados na datação da água são o carbono-14 e o trício; o

primeiro, utilizado para datações na faixa de alguns séculos até 30.000 a 40.000 anos e o

segundo, para águas modernas até algumas dezenas de anos.

As formas isotópicas mais abundantes das moléculas de água são H216O, H218O e

HD16O, cujas proporções variam quando a água é submetida, principalmente, às mudanças

de fase. As ocorrências médias dessas espécies foram determinadas por DANSGAARD

(1964) (Quadro 3.2). As concentrações das moléculas pesadas, H218O e HD16O, dependem

da origem e da história da água podendo, por isso, serem utilizadas como traçadores naturais

no estudo do ciclo hidrológico.

Quadro 3.2 - Espécies isotópicas das moléculas de água e suas ocorrências na natureza.

Molécula H216O H218O HD16O

Ocorrência (ppm) 997.680 158 2.000


54

As medidas isotópicas são realizadas em Espectrômetro de Massa através das razões

18O/16O ou 2H/1H comparadas com as mesmas razões de uma água padrão e expressas em

valores de δ (‰), chamado delta por mil, definido pela relação:

3( ) 10a p

p

R Rx

Rδ

−=‰ (3.1)

onde, Ra (18O/16O ou 2H/1H) é a razão do isótopo pesado em relação ao isótopo leve na

amostra e Rp é esta razão em uma amostra padrão.

Os isótopos 18O e 2H existem no meio ambiente em pequeníssimas frações do número

total de cada elemento (Quadro 3.3), com concentrações que variam quando as águas sofrem

processos de mudança de fase, como acontece na evaporação. Além do 18O e do 16O, o 17O

pode fazer parte da molécula de água como também, o 3H (trício), mas em concentrações

muito inferiores à destes dois isótopos.

Quadro 3.3 - Os isótopos ambientais 18O e 2H (Fonte: CLARK & FRITZ, 1997)

Isótopo Razão Abundância natural (%)

18O 18O/16O 0,204

2H 2H/1H 0,015

Atualmente, o padrão utilizado para medidas de oxigênio-18 e de deutério é o

VSMOW - Vienna - Standard Mean Ocean Water (GONFIANTINI, 1981), que é uma

amostra de água obtida pela mistura de água destilada do Oceano Pacífico com pequenas

quantidades de outras águas para ajustar as razões isotópicas do oxigênio-18 e do deutério

aos valores do SMOW, o primeiro padrão usado por CRAIG (1961a).

Em 1961, CRAIG (1961b) observou que o oxigênio-18 e o deutério nas águas naturais

mundiais guardam uma relação previsível, embora seja complexo o ciclo hidrológico. Esta

relação é conhecida como Reta Meteórica Mundial e, em dados atuais (ROZANSKI et al.,

1993), é expressa por:

2 18H 8,17( 0,07) O 11, 27( 0,65) ( )δ = ± δ + ± ‰ (VSMOW) (3.2)


55

Águas que apresentam reta com coeficiente angular menor que o da reta meteórica

mundial (igual a 8) indicam que houve evaporação cinética (de não equilíbrio entre o vapor e

água), sendo a temperatura o principal fator que controla os processos de mudanças na

composição isotópica.

Se nenhum processo produzir modificação na composição isotópica da água pluvial

durante sua infiltração no solo, deve-se esperar que a composição isotópica da água

subterrânea seja a mesma da água de precipitação que a originou. Neste caso, a água

subterrânea apresenta uma composição isotópica que é a média ponderada da composição

isotópica das águas de recarga. No entanto, o processo de evaporação pode ocorrer durante

a precipitação, durante o escoamento superficial antes da infiltração e durante a infiltração

até atingir profundidades elevadas quando então a evaporação torna-se desprezível, elevando

desta maneira, o valor de δ da água subterrânea em relação ao da chuva.

3.3.2. - Fracionamento isotópico

Os isótopos de um elemento químico são caracterizados pelo mesmo número atômico

e diferentes números de massa devido um número diferente de nêutrons. Uma mudança na

abundância relativa entre os vários isótopos é denominada de fracionamento isotópico.

Quanto maior a diferença de massa entre eles, maior o fracionamento que pode ocorrer por

mudança de fase ou estado, diferença na taxa de reação química e diferença na velocidade de

difusão molecular (CLARK & FRITZ, 1997).

O fracionamento isotópico físico-químico está relacionado basicamente com a

diferença que existe entre as forças de ligação moleculares devido à diferença de massa dos

isótopos. A molécula do mais pesado tem uma ligação mais forte do que a do isótopo mais

leve, necessitando de mais energia para a sua dissociação.

De fato, H218O e HDO têm uma pressão de vapor saturado mais baixa do que H216O,

ou seja, as duas primeiras evaporarão menos facilmente e condensarão primeiro do que a

última.


56

É importante distinguir dois tipos de fracionamento isotópico: o cinético e o estático

(termodinâmico). O fracionamento cinético resulta de processos físicos ou químicos

irreversíveis. Como exemplos de processos físicos têm-se a absorção e a difusão de gases; e

para processos químicos, a precipitação da calcita. Estes efeitos de fracionamento são

determinados pelas energias de ligação dos compostos originais; nos processos físicos,

moléculas mais leves possuem maiores velocidades e energias de ligação pequenas; nos

processos químicos, as moléculas leves reagem mais rapidamente do que as pesadas

(BIGELEISEN & WOLFSBERG, 1958).

O segundo tipo de fracionamento é o termodinâmico que ocorre durante as mudanças

de fase sob condições de equilíbrio. Isótopos pesados são mais comumente encontrados em

fase agregada (água líquida) do que em fase volátil (vapor d´água). Se ocorrer evaporação em

um reservatório (δo), o vapor ficará pobre em isótopos pesados (δevap < δo) e o líquido

remanescente ficará enriquecido de isótopos pesados ((δliq > δo).

H2Olíquida � H2Ovapor

O coeficiente de fracionamento isotópico (α) dessa reação é definido por:

líq

vap

R

Rα = (3.3)

onde, Rlíq e Rvapor são as razões isotópicas do líquido e do vapor, respectivamente.

Escrevendo a Equação (3.3) em notação δ, temos:

1

1líq

vap

δα

δ

+=

+ (3.4)

Se há informação suficiente sobre as energias de ligação dos átomos e das moléculas,

os coeficientes de fracionamento cinético (BIGELEISEN, 1952) e termodinâmico (UREY,

1947) podem ser calculados; na prática, estes dados não são fáceis de determinar. A

dificuldade é devido ao fato dos processos naturais não serem puramente cinéticos ou


57

reversíveis. O fracionamento cinético é muito difícil de ser medido em laboratório, porque:

(1) a irreversibilidade completa não pode ser garantida, ou seja, parte do vapor d'água pode

retornar ao líquido; (2) o composto pode não ser totalmente homogêneo e a composição

isotópica não é mensurável e o fracionamento isotópico ocorre na superfície do composto.

Em geral, os efeitos isotópicos são pequenos; α ≈ 1; por isso, a quantidade (α - 1) é

mais utilizada do que o coeficiente de fracionamento. Esta quantidade, chamada de

enriquecimento, é definida por:

1

11

1líq

vap

ε α

δε

δ

= −

+= −

+

1líq vap

vap

δ δε

δ

−=

+ (3.5)

ε representa o enriquecimento (ε > 0) ou o empobrecimento (ε < 0) do isótopo pesado no

líquido em relação ao vapor.

MAJOUBE (1971) propôs relações empíricas do fator de fracionamento α(T) em

função temperatura T, no intervalo de 273,15K a 373,15K:

Para o H218O: 3

32

1,137 10 0, 4156ln[ ( )] 2,0667 10T

T Tα −×

= − − × (3.6)

Para o HDO: 3

32

24,844 10 76,248ln[ ( )] 52,612 10T

T Tα −×

= − − × (3.7)

CRAIG & GORDON (1965) propuseram um modelo para o processo responsável

pelo fracionamento que ocorre na evaporação. A Figura 3.12 mostra um esquema deste

processo em um tanque onde, RC, RV, RS, e R são, respectivamente, composições isotópicas

do vapor condensado, do vapor d´água, do vapor saturado na interface e da camada

superficial do líquido.


58

Turbulência

Difusão

Interface Líquido-Vapor

Vap

or

Líqu

ido

RC

RV

RS

R

Turbulência

Difusão

Interface Líquido-Vapor

Vap

or

Líqu

ido

RC

RV

RS

R

Figura 3.12 - Esquema do processo de evaporação.

Inicialmente, o vapor deixa o líquido formando uma camada saturada na interface

líquido-atmosfera, como define GAT (1981). O vapor fica em equilíbrio isotópico com o

líquido e é mais empobrecido nos isótopos pesados do que a água. A razão entre as

concentrações do líquido e do vapor é dada pelo fator de fracionamento em equilíbrio

líquido-vapor.

O vapor sai da interface para a atmosfera onde o transporte é feito por difusão

molecular aumentando o empobrecimento pela difusão das moléculas pesadas (H218O e

HD16O) no ar que é menor do que a das moléculas leves (H216O). Depois de atravessar a

camada de difusão, o vapor encontra uma região de turbulência onde se mistura com o

vapor proveniente de outras fontes sem fracionamento isotópico.

O vapor de água da região de turbulência, também, penetra a camada de difusão

molecular até alcançar o líquido e se condensar. Este processo é usualmente chamado de

troca molecular do líquido com o vapor da atmosfera (GONFIANTINI, 1983).

O modelo de destilação de Rayleigh calcula o empobrecimento de isótopos pesados nas

nuvens em função da quantidade de chuvas. A destilação de Rayleigh ocorre quando o vapor

que deixa o líquido é removido da interface vapor/líquido; então, a composição isotópica da


59

água remanescente dependerá somente da fração de volume restante e do fator de

fracionamento em equilíbrio líquido-vapor. A lei de destilação de Rayleigh é definida por:

( ) 1 ( )vap T T

o

Rf f

R

α ε−= = (3.8)

onde, f é fração de líquido remanescente.

Escrevendo na notação δ:

( ) 1[( 1) ] 1T

vap o f αδ δ −= + − (3.9)

e utilizando a eq. (3.3),

( ) 1( )[( 1) ] 1T

líq oT f αδ α δ −= + − (3.10)

A equação de destilação de Rayleigh será discutida mais detalhadamente na subseção

3.3.3.

Uma vez que a pressão de vapor do H216O é maior do que as pressões de vapor do

H218O e do HD16O, em um processo de evaporação onde umidade relativa do ar é nula, a

água remanescente fica mais enriquecida em isótopos pesados.

Se, por outro lado, a evaporação ocorre na natureza onde a umidade relativa não é

nula, há recondensação do vapor de água da atmosfera e a lei de Rayleigh não é satisfeita.

Este fato foi observado inicialmente por CRAIG et al. (1963) que verificaram, através de

experiências com Tanques Classe A, que a composição isotópica do líquido tende a um valor

estacionário.

A falta de umidade das massas de ar combinada com a composição isotópica

dependente da temperatura explica porque os traçadores isotópicos 18O e D em calotas

polares podem ser usados como um paleotermômetro. Se no ciclo hidrológico não houver

mudanças significativas (Ro e f não variarem) e a condensação ocorrer em condições de

equilíbrio, então δ18Olíq na calota pode estar relacionado à temperatura na época da

deposição do gelo.


60

Apesar de sua extrema simplicidade, a equação de destilação de Rayleigh consegue

explicar os seguintes efeitos isotópicos clássicos (DANSGAARD, 1964):

- Efeito Latitude: Diminuição δ18O e δD nas chuvas com o aumento da latitude, o fator de

fracionamento aumenta com o decréscimo da temperatura [∂α(T)/∂T) < 0]. Portanto, o

empobrecimento isotópico das nuvens é mais pronunciado em climas frios e em grandes

altitudes.

- Efeito Continental: Diminuição de δ18O com o aumento da distância da costa. A identificação

deste efeito requer um conhecimento da trajetória das massas de ar.

- Efeito de Quantidade: Revela a relação inversa entre δ18O e a precipitação em regiões

tropicais. Assim como para o efeito continental, chuvas intensas resultam em

empobrecimento de isótopos pesados.

- Efeito de Altitude: Diminuição de δ18O com a altura. A massa de vapor d´água, que forma as

nuvens esfria-se à medida que sobe seguindo a topografia do local. Em grandes altitudes,

onde as temperaturas médias são mais baixas, as precipitações são empobrecidas

isotopicamente.

- Efeito Sazonal: Em regiões com climas temperados, o δ18O no inverno é mais baixo do que

no verão devido à dependência do fator de fracionamento α com a temperatura.

Outro processo relevante que ocorre junto ao fracionamento isotópico é o processo de

difusão molecular. A difusão é um fenômeno físico que acontece fora do equilíbrio

termodinâmico e, portanto, difícil de ser tratada analiticamente, de modo que é geralmente

expressa, fenomenologicamente, através dos dados experimentais que a descrevem. Um

exemplo importante de fracionamento isotópico onde ocorre a difusão é na evaporação da

água quando esta ocorre, como comumente, com valores de umidade menores que 100%. A

evaporação será estudada com mais detalhes no estudo do modelo isotópico, na seção

seguinte.


61

3.3.3 - Modelo isotópico

O uso de traçadores isotópicos tem sido sugerido como método potencial para

calibração de modelos climáticos e para quantificar perdas de água por evaporação e

infiltração de reservatórios. Uma série de estudos tem sido realizada para quantificar as

perdas por evaporação e infiltração utilizando modelos de balanços de massa e de isótopos.

Em geral, o cálculo desses balanços em reservatórios requer estimativas dos valores de

alguns componentes que são de difícil obtenção, como a composição isotópica do vapor da

atmosfera (δa), devido à grande dificuldade de amostragem; necessitando de medidas de

temperatura e da umidade relativa do ar.

Neste trabalho foram utilizados três modelos distintos para calcular as perdas por

evaporação e por infiltração fazendo uma comparação entre eles. Os modelos foram

desenvolvidos por STOLF et al. (1979), ALLISON (1979) e SANTIAGO (1984). O

princípio destes modelos consiste em determinar as frações de volume evaporado e

infiltrado através dos balanços de massa e isotópico.

No estudo do Açude do Boqueirão, durante o período seco, foi utilizado o caso mais

simples que inclui menos parâmetros, por se tratar de um açude de pequena dimensão,

recarga somente no período chuvoso, e não haver tomada d´água em grandes proporções,

pois só é utilizado somente para dessedentação de animais cujo volume retirado é

desprezível.

3.3.3.1. - Evaporação da água no Tanque Classe A sob uma atmosfera úmida

Os parâmetros climáticos são obtidos usando um Tanque Classe A, cuja perda d'água é

devida somente por evaporação. Os balanços de massa e isotópico foram feitos

considerando a atmosfera úmida. A Figura 3.13 ilustra o processo de evaporação em um

Tanque Classe A.


62

Vv, Rv

dV

V, ρ, R

ρs, Rc

ρa, RaVv, Rv

dV

V, ρ, R

ρs, Rc

ρa, Ra

Figura 3.13 - Processo de evaporação em um Tanque Classe A

onde,

V, Vv, dV: Volumes do líquido, do vapor no ar e volume de água perdida por

evaporação do tanque, respectivamente;

R, Rv, Ra, Rc: Razões isotópicas do líquido (18O/16O ou 2H/H), vapor d' água, vapor

da atmosfera, vapor de água condensado da atmosfera, respectivamente;

ρ, ρa, ρs: Densidades do líquido, do vapor no ar e do vapor saturado.

Quando a umidade não é nula, há condensação do vapor d'água da atmosfera que pode

finalmente compensar isotopicamente a mudança na concentração isotópica pela evaporação

fazendo com que o reservatório atinja uma composição isotópica estacionária (saturada)

dependendo da umidade relativa do ar.

Os balanços de massa e isotópico são expressos por:

( )s adV dVρ ρ ρ= − (3.11)

( ) ( )s v a c vd RV R R Vρ ρ ρ= − (3.12)

Considerando que o reservatório seca devido somente à evaporação então, ( ) Ed RV R dV= .

Utilizando as Equações (3.11) e (3.12) e as definições 1;β ε= ∆ + * /VR Rα β= ; /C aR R β= ;

/a sh ρ ρ= , *ε ε ε∆ = − e * * 1ε α= − :


63

onde,

h: a umidade relativa do ar;

α*: fator de fracionamento em equilíbrio isotópico líquido-vapor;

∆ε: separação cinética;

ε: enriquecimento isotópico com remoção de vapor;

ε*: enriquecimento isotópico sem remoção de vapor.

Fazendo um arranjo com essas equações obtemos a razão isotópica do líquido

evaporado,

*

(1 )(1 )a

E

R hRR

h

α

ε

−=

− + ∆ (3.13)

Expressando a Equação (3.13) e em termos de δ, ou seja, considerando 3( 1) 10R δ= + ×

e substituindo *ε ε ε∆ = − ; * * 1ε α= − e 0h ε∆ � temos,

*

(1 )(1 )a

E

h

h

α δ δ εδ

ε

− −=

− + ∆ (3.14)

A concentração isotópica do líquido no estado estacionário pode ser determinada pela

concentração isotópica do vapor de água na atmosfera, umidade relativa do ar e fator de

fracionamento isotópico termodinâmico.

Como ( ) ( )E Ed RV R dV VdR R R dV= → = − em notação δ tem-se:

/ E

d

dV V

δδ δ= − (3.15)

Substituindo a Equação (3.14) na Equação (3.15); e fazendo 1ε α= − e 0h ε∆ � :

( ) ( )

/ 1ah hd

dV V h

ε δ δ εδ

ε

− − +=

+ ∆ − (3.16)

No estado estacionário, 0/

d

dV V

δ= , então a Equação (3.16) torna-se;


64

a

s

h

h

δ εδ

ε

+=

− (3.17)

Substituindo a Equação (3.17) na Equação (3.16) e definindo ;1 o

h Vm f

h V

ε

ε

−= =

+ ∆ +,

obtém-se:

( ) m

s o s fδ δ δ δ= + − (3.18)

Esta equação mostra a composição isotópica δ em função da fração de volume de água

remanescente; sδ e m são funções da umidade relativa e da temperatura através do fator de

fracionamento isotópico em equilíbrio líquido-vapor *α .

Na prática, os valores sδ e m são obtidos medindo a fração de líquido remanescente

(o

Vf

V= ) e a composição isotópica correspondente para cada volume V . Plota-se f δ×

ajusta-se os pontos à equação cy A Bx= + , fazendo uma analogia, ;s o sA B e c mδ δ δ= = − = .

O gráfico f δ× gerado ajustado à cy A Bx= + é da forma da Figura 3.14.

1.0 0.8 0.6 0.4 0.2 0.0

δ (

‰)

δ = δs + (δ

o- δ

s) f m

f (%)

Figura 3.14 - Variação de δ com a fração de volume de água remanescente (f).


65

Como a composição isotópica do líquido tem forte dependência com a umidade

relativa do ar, para valores de 70%h >> ela apresenta um comportamento estacionário como

mostra a Figura 3.15, onde a variação de δ com f satisfaz a equação de Rayleigh

considerando: 2 11= = −oδ δ εa‰; ‰; =15 ‰ e ε∆ = 6 ‰ . São valores aproximados para as

condições dos reservatórios estudados por SANTIAGO (1984). Este resultado ressalta a

influência da condensação do vapor d' água da atmosfera sobre a água no reservatório.

Figura 3.15 - Variação de δ18O com a fração de volume de água remanescente (f) em função da umidade

relativa (h). Fonte: SANTIAGO (1984).


66

3.3.3.2. - Cálculo das perdas por evaporação e por infiltração em um reservatório.

Considerando que no período seco açude não tem recarga e nem tomada d´água, as

perdas são devidas somente à evaporação e à infiltração (Figura 3.16):

dV

EVAPORAÇÃO

Ra

VI, RI

V, R

VE, RE

ATMOSFERAVapor d´água

SUBSOLOÁgua Subterrânea

PERCOLAÇÃO

dV

EVAPORAÇÃO

Ra

VI, RI

V, R

VE, RE



dV

EVAPORAÇÃO

Ra

VI, RI

V, R

VE, RE

ATMOSFERAVapor d´águaATMOSFERAVapor d´água


PERCOLAÇÃO

Figura 3.16 - Esquema dos processos de perdas por evaporação e por infiltração em um reservatório

superficial de água.

onde,

VE, VI: Volumes perdidos por evaporação e por infiltração, respectivamente;

RE, RI: Razões isotópicas (18O/16O ou 2H/H) no evaporado e na água infiltrada.

Os balanços de massa e isotópico são dados por:

E IdV V V= − − (3.19)

( ) ( )E E I Id RV R V R V= − + (3.20)

Usando as Equações. (3.13), (3.19) e (3.20) e com 1β ε= ∆ + e considerando um

reservatório bem homogêneo, ou seja, IR R= .


67

1 (1 )

(1 ) (1 )a

E

hR hVdR R V

h h

αβ

β αβ

− −= − +

− − (3.21)

Fazendo 1 (1 )

(1 )

hm

h

αβ

αβ

− −=

− e

(1 )

hp

hβ=

−,

( )a EVdR pR mR V= − − + (3.22)

Na saturação sR R= . Portanto, 0a s s a

ppR mR R R

m− + = ⇒ = , então

( )s EVdR m R R V= − (3.23)

Se não houver percolação, 0IV = , então EV dV= − . Integrando nas condições de

, ,o oV R V R→ , e expressando em termos de δ' (para indicar açude) tem-se:

' ' ' ' '( ) m

s o s fδ δ δ δ= + − (3.24)

Esta equação mostra que o comportamento do açude é o mesmo do Tanque Classe A.

Quando há infiltração, STOLF et al. (1979), ALLISON (1979) e SANTIAGO (1984)

apresentaram modelos distintos para se calcular taxas de evaporação e de infiltração, como

discutidos a seguir.

- Modelo 1:

STOLF et al. (1979) propuseram que o volume infiltrado seja admitido proporcional ao

volume evaporado por um fator k e a variação de volume do líquido no reservatório seja

proporcional ao volume evaporado pelo fator (1+k), ou seja,

I EV kV= (3.25)

(1 ) EdV k V= − + (3.26)


68

Definindo

'

1

mm

k=

+ (3.27)

e utilizando as Equações. (3.27), (3.26) e (3.23), integrando nos limites ' ' ' ', ,o oV R V R→ e

expressando em termos de δ', tem-se:

' ' ' ' ' '( ) m

s o s fδ δ δ δ= + − (3.28)

Na prática, esta equação é obtida com o mesmo procedimento utilizado para o Tanque

Classe A, só que com os valores de 'δ e 'f medidos no açude.

Reescrevendo a Equação (3.28) em termos de R, tem-se:

'1

' '' '

' '

ms

o

o s

R RV V

R R

−=

− (3.29)

Usando a Equação (3.23), integrando ' 'o ER R→ , obtém-se,

' '' '

'1E o

o

m VV V

m V

= −

(3.30)

como '

''

EE

o

Vf

V= ;

''

'I

I

o

Vf

V= e

''

'o

Vf

V= , então,

( )'

' '1E

mf f

m= − (3.31)

( )'

' '1 1I

mf f

m

= − −

(3.32)


69

- Modelo 2:

ALLISON (1979) sugere que a variação de volume perdido por infiltração seja

proporcional à variação do volume do reservatório e não ao volume evaporado como foi

proposto por STOLF et al. (1979), ou seja,

' ' ' '= −IdV k V dV (3.33)

Substituindo as Equações. (3.33) e (3.23) na Equação (3.19), integrando nas condições

de ' ' ' ', ,o oV R V R→ e expressando em notação δ', obtém-se,

' ' ' ' ' ' ' '( ) exp[ ( )]m

s o s of k m V Vδ δ δ δ= + − − (3.34)

O valor de 'k é determinado pela Equação (3.33) utilizando os dados experimentais de

'δ e 'f no açude.

O volume perdido por infiltração pode ser determinado, integrando a Equação (3.33)

na condição de ' 'oV V→ ,

'2 '2' ' ( )

2

−= o

I

V VV k (3.35)

- Modelo 3:

SANTIAGO (1984) analisou as perdas sem considerar proporcionalidade entre

parâmetros. Nesse modelo, mais uma variável é incluída no balanço de massa e isotópico, no

caso, a alimentação (subterrânea ou superficial - VA) (Figura 3.17). Considerando,

E I AdV V V V= − − + (3.36)

e o balanço isotópico,

( ) E E I I A Ad RV R V R V R V= − − + (3.37)


70

dV

EVAPORAÇÃO

PERCOLAÇÃO

Ra

VI, RI

V, R

VE, RE


SUBSOLOInfiltração

VA, RA

SUBSOLOAlimentação Subterrânea

dV

EVAPORAÇÃO

PERCOLAÇÃO

Ra

VI, RI

V, R

VE, RE

ATMOSFERAVapor d´águaATMOSFERAVapor d´água

SUBSOLOInfiltração

VA, RA

SUBSOLOAlimentação Subterrânea

Figura 3.17 - Esquema dos processos de perdas por evaporação e por infiltração em um reservatório com

alimentação subterrânea.

Com as Equações 3.36 e 3.37 obtém-se,

( ) ( ) ( )A A E E I IVdR R R V R R V R R V= − + − + − (3.38)

Fazendo ( ) ( )E SR R m R R− = − e considerando para um reservatório homogêneo, IR R= ,

então,

( )A A A I

S S

R R V V VdR dVm m

R R R R V V V

− − = + −

− − (3.39)

Considerando um intervalo de tempo para o qual se utiliza os valores médios V e R , pode-

se definir,

A

S

R RD

R R

−=

− (3.40)

tem-se,

( )

( )A I

S

V D m mVdR dVm

R R V V

+ −= −

− (3.41)

Integrando desde as condições , ,o oV R V R→ ,


71

(1 / )ln ln 1

lnS I A

S o oo

R R V V D mVm

VR R V VV

− − + = +

−

(3.42)

Definindo,

' (1 / )1

lnI A

o

V V D mm m

VVV

− + = +

(3.43)

tem-se,

'm

S

S o o

R R V

R R V

−=

− (3.44)

que, em notação δ , transforma-se em:

'

( ) m

S o S fδ δ δ δ= + − (3.45)

O valor de 'm pode ser obtido experimentalmente com dados de campo de δ e f no

reservatório.

Considerando as aproximações,

0odV V V= − < ; 2o

dVV V= − ; ln

o o

V dV

V V�

e supondo que o açude em estudo não tem alimentação subterrânea, ou seja, 0AV = , então, a

Equação 3.42 torna-se,

'

1I

o

m dVV V

m V

= −

(3.46)

Substituindo a Equação 3.46 na Equação 3.36 com 0AV = , obtém-se

'

1 1E

o

m VV dV

m V

= − −

(3.47).


72

4. RESULTADOS E DISCUSSÕES

4.1 - Química dos solos

Amostras de solo foram coletadas em diferentes pontos da bacia mostrados na Figura

2.1 para análises granulométrica e química. Os resultados estão mostrados nas Tabelas 4.1 a

4.3 que apresentam: a localização dos pontos de coleta e a granulometria (Tabela 4.1); grau

de floculação, massas específicas aparente seca e real das partículas, pH em água,

condutividade elétrica e matéria orgânica (Tabela 4.2); análises químicas dos complexos

sortivos (Ca2+, Mg2+, Na+, K+, H+ e Al3+) e capacidade de troca de cátions (Tabela 4.3).

Na classificação textural das amostras foi considerada a metodologia padrão de

classificação textural de solos, utilizada pelo IBGE (1995) apud ARAÚJO (2005). As

partículas de solo consideradas correspondem à fração argila (> 0,002 mm); silte (0,002 -

0,05 mm); areia fina (0,05 - 0,2 mm) e areia grossa (0,2 - 2 mm).

A Figura 4.1 mostra os valores da granulometria, apresentados na Tabela 4.1, das

análises de amostras coletadas nos furos F1 a F4, em diferentes profundidades.

Tabela 4.1 – Localização e composição granulométrica em amostras de solos coletadas em diferentes

profundidades.

Localização (UTM) Composição granulométrica (%) Furo

E (m) N (m)

Profundidade da amostra

(cm) Areia Grossa

Areia Fina Silte Argila

0-20 15 20 46 19 F1 357336 9259274 20-35 11 15 41 33 0-20 2 3 51 44

F2 357206 9259225 20-40 16 10 41 33 0-20 21 26 41 12 20-40 24 25 38 13 F3 357089 9258529 40-50 32 25 31 12 0-20 21 25 41 13

F4 357043 9258795 20-40 27 25 38 10

4 CAPÍTULO


73

Tabela 4.2 - Grau de floculação, massas específica aparente seca e real das partículas, pH em água,

condutividade elétrica (CE) e conteúdo de matéria orgânica (MO) dos solos em diferentes profundidades.

Massa específica (g/cm3)

Furo Profundidade da amostra

(cm)

Grau de Floculação (g/100g) Aparente

seca Real

pH em água

CE (µS/cm)

MO (g/kg)

0-20 32 1,47 2,66 6,0 540 16,32 F1 20-35 27 1,45 2,81 5,3 560 6,90 0-20 41 1,20 2,69 4,0 780 23,89

F2 20-40 12 1,35 2,60 5,8 250 8,79 0-20 50 1,51 2,75 6,0 230 16,34 20-40 69 1,64 2,64 5,6 140 10,44 F3 40-50 58 1,62 2,60 6,0 110 7,45 0-20 46 1,60 2,68 5,0 220 15,93

F4 20-40 60 1,69 2,79 6,3 190 8,07

Tabela 4.3 – Análises químicas do complexo sortivo, soma de bases (S), capacidades de troca de cátions

(CTC) potencial e percentual de saturação das bases (V) nos solos em diferentes profundidades.

Complexo sortivo (meq/ 100g) Furo

Profundidade das amostras

(cm) Ca2+ Mg2+ Na+ K+ H+ + Al3+ Al3+ S

CTC potencial

V (%)

0-20 2,6 2,4 0,06 1,45 3,13 0,20 6,5 9,6 68 F1 20-35 1,7 2,0 0,06 1,64 3,46 0,30 5,4 8,9 61 0-20 2,0 1,4 0,09 0,64 8,74 1,30 4,1 12,9 32

F2 20-40 2,5 2,2 0,05 0,53 3,63 0,55 5,3 8,9 59 0-20 3,0 1,8 0,04 0,40 2,64 0,15 5,2 7,9 66 20-40 1,5 1,9 0,04 0,17 2,14 0,20 3,6 5,7 63 F3 40-50 1,3 2,0 0,04 0,13 2,14 0,15 3,5 5,6 62 0-20 1,4 1,6 0,03 0,40 4,95 0,75 3,4 8,4 40

F4 20-40 1,2 2,2 0,13 0,11 1,81 0,20 3,6 5,4 67

Figura 4.1 – Granulometria de amostras de solos coletadas em furos (F), em diferentes profundidades na

Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE.


74

As amostras F1 a F4, representam bem as características da bacia, apresentam elevadas

concentrações de argila e silte. Estes resultados justificam a alta turbidez e cor das águas dos

açudes no período chuvoso, já que estes sedimentos finos são carreados pelo escoamento

superficial que contribui para recarga dos açudes.

As amostras F1 e F2 apresentaram os menores graus de floculação e as amostras F3 a

F4, os maiores (Tabela 4.2). A floculação permite que partículas muito finas se aglomerem

formando grânulos que se assemelham a conglomerados, fazendo com que estes solos

apresentem taxa de infiltração relativamente alta, mesmo quando argilosos. O grau de

floculação está condicionado à grandeza da carga elétrica negativa intrínseca dos cristais,

assim como, assim como, à natureza e ao teor dos cátions permutáveis absorvidos à sua

superfície.

A massa específica aparente seca das partículas (Tabela 4.2) apresenta valores baixos

nas amostras F1 a F4; já a massa específica real apresentou valores altos nas amostras F1 a

F4. As menores massas específicas reais têm valores em torno do correspondente ao

quartzo, que é de 2,67 g/cm3, e as maiores, em torno dos encontrados em solos ricos em

óxido de ferro, que é de 2,85 g/cm3 (CAPUTO, 1988). Verifica-se também uma boa

correlação (R = -0,729) entre a massa específica aparente seca e o conteúdo de matéria

orgânica do solo (Figura 4.2). Indicando que o teor de matéria orgânica presente no solo

realmente diminui com a profundidade cuja massa específica aparente seca é maior. Apesar

de ser uma área em que as condições originais dos componentes geoambientais encontram-

se relativamente preservadas, a interação entre esses tais componentes favorecem a esses

baixos valores de matéria orgânica presente nos solos da área estudada. Em outras palavras,

os solos presentes encontram-se sob domínio de condições climáticas pouco expressivas,

com baixo índice de precipitação média anual (em torno dos 560 mm/ano), as quais

favorecem a predominância de condições de intemperismo químico, onde ocorra grande

atividade de microorganismos produtores de matéria orgânica e húmus.


75

Massa específica aparente seca (g/cm3)Massa específica aparente seca (g/cm3)

Figura 4.2 – Correlação entre a massa específica aparente seca e a matéria orgânica (MO) dos solos da Bacia

da Gameleira, Aiuaba – CE

Todas as amostras de solo apresentaram caráter ácido, com pH em água entre 4,0

(amostra F2) e 6,3 (amostra F4) (Tabela 4.2). O conteúdo de sais presentes nas amostras está

relacionado com sua condutividade elétrica que variou de 110 µS/cm (amostra F3) a

780 µS/cm (amostra F2). A condutividade elétrica (CE) apresenta uma boa correlação

(R = 0,839) com o conteúdo de argila (Figura 4.3). Neste caso, amostras com baixo

conteúdo de argila apresentam baixa CE (representando solos de maior drenagem) e

amostras com alto conteúdo de argila apresentam alta CE (representando solos de menor

drenagem).

Figura 4.3 – Correlação entre o conteúdo de argila e a condutividade elétrica (CE) dos solos da Bacia da

Gameleira, Aiuaba – CE


76

Os resultados das análises químicas dos solos apresentados na Tabela 4.3 estão

mostrados na Figura 4.4.

Figura 4.4 – Análises químicas das amostras coletadas em furos (F), em diferentes profundidades, dos solos

da Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE.

Analisando os íons separadamente (Figura 4.4), verifica-se que as amostras dos furos

F1 e F2 apresentaram, em todas as profundidades, maiores concentrações dos cátions

H+ + Al3+ que dos demais cátions. O íon Na+ apresentou sempre concentrações muito

baixas e o íon K+ apresentou as menores concentrações em relação aos demais íons. As

concentrações de Al3+ são bem menores do que as de H+, como vistas isoladamente na

Figura 4.4. O complexo trocável é dominado pela soma dos íons cálcio e magnésio em todas

as profundidades de F1 e F3; e em 20-40 cm de F2, F3 e F4.

Desta forma, segundo FENZL (1988), a maioria das argilas da área é de ionização fraca

por conter excessos dos íons H+, Ca2+ e Mg2+, enquanto uma ionização forte se dá na

presença dos íons Na+ e K+. Estas argilas em solução aquosa apresentaram uma menor

quantidade de carga negativa nas suas partículas suspensas e uma menor repulsão, levando a

uma rápida floculação.

A saturação de bases (V), que indica a percentagem do complexo coloidal que é

ocupada pelas bases permutáveis (Ca2+, Mg2+, Na+ e K+), apresenta valores superiores a


77

50 % na maioria das amostras, indicando alta saturação; ela apresenta boa correlação

(R = 0,922) com o pH (Figura 4.5). Esta correlação indica que, à medida que houver uma

redução na saturação de base devido à perda dos elementos metálicos, por drenagem ou

escoamento superficial, o pH também será reduzido.

Figura 4.5 - Correlação entre a saturação de bases (V) e o pH dos solos da Bacia da Gameleira, Aiuaba – CE

A capacidade de troca de cátions dos solos apresenta valores entre 3,7 e 12,9

meq/100g, sugerindo a possibilidade da presença de argila do tipo caulinita (DRAGUN,

1988). Este tipo de argila também foi encontrado através dos diagramas de estabilidade

(FAURE, 1991) das rochas albita e anortita em contato com água, vistos nas Figuras 4.6 e

4.7. Os pontos plotados se referem aos dados de amostras coletadas nas cacimbas C1 e C3

(Tabela 4.4), cujas concentrações de Na+ e Ca2+ e pH foram determinados no Laboratório

de Hidroquímica do Departamento de Física da UFC, e as concentrações de sílica no

NUTEC.

Análise de amostra feita no Laboratório de Raios–X do Departamento de Física da

UFC também revela a existência deste tipo de argila. Este argilomineral, tipo 1:1, apresenta

cristais em forma de placas, constituindo unidades cristalográficas achatadas, compostas de

camadas alternadas de uma lâmina de sílica e uma de alumina. Estas lâminas são retidas por

átomos de oxigênio que fazem parte de suas estruturas. Este conjunto apresenta muita

rigidez quando comparada com a dos argilominerais do tipo 2:1 (duas lâminas de sílica e uma


78

de alumina). Esta estrutura não permite que haja expansão da argila quando molhada. Nos

argilominerais 1:1, os cátions e a água não penetram entre as placas, tornando sua área eficaz

restrita à superfície (KEHEW, 2001).

Tabela 4.4 - Dados utilizados na construção dos diagramas de estabilidade da albita e da anortita.

Concentração

(mg/L) Cacimba pH

Na+ Ca2+ SiO2

C1 7,45 29,05 16,77 2,00

C3 7,51 80,09 71,86 2,00

CaulinitaCaulinita

ALBITA

CaulinitaCaulinita

ALBITA

Figura 4.6 - Diagramas de estabilidade da albita em solução com amostras das cacimbas C1 e C3.


79

Caulinita

Caulinita + Calcita

Caulinita

Caulinita + Calcita

ANORTITA

Caulinita

Caulinita + Calcita

Caulinita

Caulinita + Calcita

ANORTITA

Figura 4.7 - Diagramas de estabilidade da anortita em solução com as amostras das cacimbas C1 e C3.

4.2 - Química das águas

Os resultados das análises hidroquímicas das águas amostradas em oito etapas de

campo nos três açudes e nas três cacimbas estão apresentados na Tabela 4.5.

A Figura 4.8a mostra as precipitações durante o período de coletas, fevereiro de 2003 a

maio de 2004. Os valores muito elevados ocorridos em janeiro e fevereiro de 2005 são

efeitos da simultaneidade da Zona de Convergência Intertropical (ZCIT) com vórtice. Os

dados pluviométricos foram adquiridos na Estação Ecológica pela FUNCEME. Os gráficos

das variações temporais de CE nas cacimbas e nos açudes são apresentados nas Figuras 4.8b

e 4.8c, respectivamente, permitindo comparar a salinidade das águas dos açudes no período

seco com o período chuvoso.

As condutividades elétricas das amostras dos açudes são baixas em relação às cacimbas,

pois eles são pequenos reservatórios com renovação anual quase total de suas águas. Os

açudes A1 e A2 apresentam forte variação sazonal da condutividade elétrica, o que não é

observado no açude A3, que é o menor deles, com um volume aproximado de 576 m3. No

período de estiagem, os três açudes chegam a diminuir de volume até atingir cerca de 5% de

sua capacidade de armazenamento.


80

Tabela 4.5 - Análises físico-químicas e químicas de águas superficiais e de águas subterrâneas coletadas na Bacia da Gameleira – Aiuaba/CE (A: açude, C: cacimba).

Concentração (mg/L) Data Coleta

Amostra CE

(µS/cm) pH

STD (mg/L) Ca2+ Mg2+ Na+ K+ Fe+2 Al+3 NH4+ Cl- SO42- HCO3- CO32- OH- NO3- NO2-

2A1 119 9,0 106 11,18 3,88 7,45 20,34 1,22 0,00 0,54 12,29 1,58 10,89 18,35 0,00 17,94 0,04 2A2 117 7,2 156 6,39 5,34 4,61 12,98 7,11 0,09 2,07 12,78 7,24 59,13 0,00 0,00 38,14 0,10 2A3 51 6,7 137 7,19 2,43 0,91 3,90 14,07 0,03 2,38 0,00 16,76 38,90 0,00 0,00 50,92 0,02 2C1 486 7,6 513 23,95 33,71 51,73 9,90 2,41 0,00 3,99 49,64 6,55 308,07 0,00 0,00 23,24 0,05 2C2 278 5,7 214 10,38 18,92 21,41 1,94 0,54 0,02 2,99 73,24 6,84 68,46 0,00 0,00 9,91 0,04 F

ev/03

2C3 614 7,7 607 28,74 55,78 48,14 9,90 0,27 0,00 3,43 71,27 34,35 339,19 0,00 0,00 16,25 0,11 3A1 98 6,9 85 6,39 1,46 1,46 7,88 2,27 0,01 0,00 0,00 3,40 60,98 0,00 0,00 0,81 0,03 3A2 81 6,7 70 3,99 0,49 0,97 3,90 0,90 0,01 1,05 0,00 3,86 50,03 0,00 0,00 4,90 0,05

Mar/03

3A3 29 6,1 62 1,60 0,00 0,97 1,94 2,74 0,03 0,85 0,00 16,65 31,27 0,00 0,00 6,28 0,05

4A1 68 8,1 90 7,19 6,79 4,83 7,84 2,27 0,02 1,05 0,00 0,00 57,54 0,00 0,00 2,48 0,04

4A2 64 7,4 81 6,39 4,85 4,83 6,54 4,22 0,01 1,68 2,95 0,00 47,53 0,00 0,00 2,48 0,04

Abr/03

4A3 26 6,4 75 7,98 2,43 4,00 1,31 9,95 0,02 0,76 0,00 0,00 43,78 0,00 0,00 4,45 0,04 5A1 61 6,6 69 3,97 2,65 5,24 9,13 1,86 0,01 0,95 0,74 0,00 41,90 0,00 0,00 2,48 0,01 5A2 73 7,1 77 6,36 2,41 5,66 7,84 4,28 0,02 0,90 4,91 0,00 41,90 0,00 0,00 2,91 0,03 5A3 27 6,3 39 2,38 1,21 3,59 2,62 9,70 0,02 1,96 0,00 0,00 17,51 0,00 0,00 0,00 0,00 5C1 269 7,0 283 15,89 19,30 28,53 6,54 5,60 0,01 1,05 15,70 6,74 183,2 0,00 0,00 0,61 0,06 5C2 315 6,1 223 9,53 21,23 33,25 2,62 0,46 0,01 0,95 85,37 8,04 54,41 0,00 0,00 7,23 0,01

Mai/03

5C3 913 7,4 794 60,37 56,46 97,99 13,00 14,07 0,03 2,60 160,9 38,29 324,0 0,00 0,00 26,35 0,10


81

Tabela 4.5 – Continuação.

Concentração (mg/L) Data Coleta

Amostra CE

(µS/cm) pH

STD (mg/L) Ca2+ Mg2+ Na+ K+ Fe+2 Al+3 NH4+ Cl- SO42- HCO3- CO32- OH- NO3- NO2-

6A1 147 9,4 86 8,78 4,12 10,82 2,62 0,92 0,02 0,26 11,11 0,00 26,91 12,59 0,00 7,91 0,01 6A2 110 8,4 107 7,19 4,61 7,77 10,43 4,23 0,05 0,00 10,10 0,00 52,54 0,00 0,00 9,69 0,02 6A3 31 6,8 46 3,99 0,49 5,24 2,62 2,71 0,03 0,50 0,00 1,40 20,50 0,00 0,00 8,49 0,02 6C1 237 7,4 343 23,95 24,25 32,19 6,54 0,49 0,01 0,00 11,11 8,14 228,08 0,00 0,00 7,91 0,04 6C2 205 5,9 172 7,19 16,49 24,47 2,62 0,21 0,03 0,00 52,54 6,74 51,25 0,00 0,00 10,92 0,01

Set/03

6C3 750 7,4 722 63,87 43,17 80,21 10,43 0,29 0,01 0,00 96,99 38,01 375,44 0,00 0,00 13,83 0,10 7A1 312 9,2 274 13,86 8,90 20,06 45,41 0,13 0,03 1,05 33,34 0,00 130,70 0,00 0,00 20,84 0,01 7A2 192 6,9 141 8,32 5,53 13,51 18,12 4,37 0,13 1,31 32,33 0,00 51,25 0,00 0,00 6,28 0,02 7A3 48 7,3 60 7,92 0,00 5,24 3,93 1,01 0,04 0,62 2,02 1,49 30,75 0,00 0,00 6,75 0,01 7C1 402 7,8 388 25,34 24,30 35,94 6,54 0,39 0,00 0,21 13,13 8,04 263,96 0,00 0,00 9,91 0,03 7C2 229 6,0 165 9,50 11,55 23,48 2,62 0,30 0,01 0,62 43,44 7,14 56,38 0,00 0,00 10,16 0,03

Nov/03

7C3 753 7,6 652 41,98 44,75 63,67 2,62 1,26 0,00 0,85 59,61 24,58 402,35 0,00 0,00 10,67 0,08 8A1 107 6,4 91 7,92 2,89 9,94 5,24 1,93 0,01 0,26 5,91 0,00 48,69 0,00 0,00 7,70 0,05 8A2 90 6,5 74 5,54 2,89 8,20 3,93 1,64 0,01 0,00 5,42 0,00 38,44 0,00 0,00 7,46 0,05 8A3 26 6,1 45 1,58 3,37 4,00 1,31 3,21 0,01 0,34 0,49 0,00 17,94 0,00 0,00 12,47 0,07 8C1 398 7,2 318 20,59 25,02 25,98 6,54 0,43 0,01 0,76 11,83 0,00 221,67 0,00 0,00 5,13 0,04 8C2 480 6,2 252 11,09 24,06 40,91 3,41 0,14 0,02 0,13 100,5 7,74 56,38 0,00 0,00 7,70 0,03 02

/mai/04

8C3 2240 7,5 1312 98,21 109,9 168,2 35,65 0,79 0,01 0,85 377,1 93,16 384,41 0,00 0,00 44,36 0,09 9A1 96 6,9 96 7,92 5,77 10,38 5,24 1,71 0,02 1,05 6,90 0,00 49,97 0,00 0,00 7,23 0,04 9A2 78 6,9 81 4,75 6,74 9,94 3,93 0,53 0,01 0,00 8,87 0,00 38,44 0,00 0,00 7,46 0,04 9A3 25 6,7 45 2,38 3,37 5,24 2,62 1,68 0,02 0,00 0,00 0,00 17,94 0,00 0,00 11,69 0,06 9C1 375 7,4 344 24,55 24,06 29,05 6,54 1,62 0,00 0,00 13,80 0,00 239,61 0,00 0,00 4,68 0,03 9C2 394 6,2 228 11,09 19,73 36,49 3,93 0,14 0,06 0,00 89,68 8,14 51,25 0,00 0,00 7,46 0,03 30/m

ai/04

9C3 1585 7,3 1044 118,8 50,52 145,9 30,70 3,38 0,00 0,00 260,2 71,21 320,34 15,11 0,00 29,58 0,09


82

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev mar abr

maijun jul ag

o set

out nov

dez jan fev mar ab

r

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cip

itaç

ão (

mm

)Precipitação

2003 2004

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

fev

mar ab

rmai jun jul ag

o set

out

nov

dez jan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

CE

( µS

/cm

)

A1A2A3

2003 2004

0

250

500

750

1000

1250

1500

1750

2000

2250

2500

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

CE

( µS

/cm

)

C1C2C3

Legenda

2003 2004 Figura 4.8 – (a) Precipitação durante o período de coleta. Variação da condutividade elétrica com o tempo

(b) nos açudes e (c) nas cacimbas.

(a)

(b)

(c)


83

Nos açudes, o comportamento da CE em relação ao tempo mostra que as águas são

menos mineralizadas do que as das cacimbas por receberem maior quantidade de águas de

chuvas, havendo, portanto, diluição nos períodos chuvosos. Pode-se observar também que,

o açude A3 apresenta os menores valores de CE revelando a presença de suas águas das

chuvas recentes. Por ser menor, seca no período seco e suas águas são sempre as do último

período chuvoso.

Apesar da baixa CE das águas da cacimba C1 ela não é utilizada pela comunidade

devido ao seu péssimo estado sanitário e de conservação com a presença de pequenos

animais no interior dela. C2 tem amostras menos mineralizadas e é utilizada intensamente

pela comunidade; o seu nível estático pouco varia indicando recuperação rápida do aqüífero.

A cacimba C3 tem águas mais mineralizadas do que C1 e C2, mesmo nos períodos chuvosos.

A elevada condutividade elétrica pode ser decorrente da lavagem dos solos pelas águas das

chuvas e/ou do desmoronamento de suas paredes.

Os gráficos das variações temporais do pH nas águas das cacimbas e dos açudes são

apresentados nas Figuras 4.9b e c, respectivamente, juntamente com a precipitação durante o

período de coleta (Figura 4.9a).

O pH, na maioria das amostras dos açudes A1 e A2, apresenta perfil básico. Como os

açudes são rasos, no período seco a evaporação diminui drasticamente o seu volume estes

recebem quase toda água no período no período chuvoso. Assim, trocas entre os minerais

em solução e as argilas em suspensão, trazidas pelo escoamento superficial podem ocorrer.

Neste processo, parte do cálcio e do magnésio contidos em solução na água no período

chuvoso, é trocada pelo sódio das argilas em suspensão no período seco, mantendo a água

sempre básica. O açude A3 tinha a maioria das suas amostras do tipo ácida, por armazenar

água de chuva. Como é conhecido, o pH das chuvas de regiões sem poluição é de 5,6;

portanto, os valores de pH das amostras de A3 são esperados.

Nas cacimbas, a variação do pH com o tempo mostra que em C2 a maioria das

amostras era do tipo ácida durante todo o período de coletas. Isso se deve ao fato de que as

águas de C2 terem rápida renovação com águas das chuvas, e o seu tempo de residência s

pequeno. As cacimbas C1 e C3 apresentam os maiores valores de pH o que pode está


84

associado ao tempo de residência das águas pela falta de uso de suas águas permitindo trocas

iônicas com o solo.

Os diagramas de Piper para as amostras dos açudes e das cacimbas estão apresentados

nas Figuras 4.10a e 4.10b, respectivamente.

A maioria das amostras dos açudes era do tipo bicarbonatada mista, indicando a

presença de água nova proveniente de precipitações recentes e as outras eram do tipo

bicarbonatadas cálcicas, evidenciando um tempo maior de residência que favorece reações

de trocas. Observa-se que no açude A3 há predominância de bicarbonatadas cálcicas, o que

pode ser atribuído ao contato com o solo argiloso durante o escoamento.

As cacimbas apresentam águas bicarbonatadas mistas e cloretadas mistas; elas foram

escavadas nas aluviões de riachos intermitentes que só escoam nos períodos chuvosos e suas

águas têm maiores condutividades elétricas do que as dos açudes.

As cacimbas C1 e C3 apresentaram, na maioria das amostras, o tipo bicarbonatada

mista, que caracteriza contribuição de água de recarga em contato com rochas de

composição química diferentes, enquanto que a maioria das amostras da cacimba C2 foi

cloretada mista que indica mistura com águas subterrâneas.

As Figuras 4.11a e b mostram as concentrações de cloretos versus condutividade

elétrica nas amostras dos açudes e das cacimbas, respectivamente. Na Figura 5.11a, observa-

se que há dois grupos distintos das amostras dos açudes. O grupo 1 apresenta

condutividades elétricas e baixas concentrações de cloretos, devido à mistura dessas

amostras com águas de chuvas que são bicarbonatadas, portanto as amostras desse grupo

são, predominantemente, bicarbonatadas. As amostras do grupo 2, apesar de serem

bicarbonatadas, têm valores de condutividades elétricas e de cloretos mais elevadas do que o

grupo 1 sugerindo evaporação dessas águas. As amostras do grupo 1 têm CE < 100 µS/cm e

as do grupo 2 têm CE mais altas atingindo 192 µS/cm.


85

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cipitaç

ão (m

m)

Precipitação

2003 2004

Legenda:

5

6

7

8

9

10

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

pH

A1A2A3

2003 2004

Legenda:

5

6

7

8

9

10

fev

mar ab

rmai ju

n jul

ago

set

out

nov

dez

jan

fev

mar ab

r

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

pH

C1C2C3

2003 2004

Figura 4.9 – (a) Precipitação durante o período de coleta. Variação do pH com o tempo (b) nos açudes e (c)

nas cacimbas.

(a)

(b)

(c)


86

(a)

(b)

Figura 4.10 – Diagrama de Piper para as águas superficiais e águas subterrâneas da Bacia da Gameleira e

adjacências, Aiuaba – CE. (a) Açudes (b) Cacimbas.


87

Nas cacimbas, as amostras agrupam-se por cacimba explotada. Observa-se que as

variações da CE e dos cloretos nas cacimbas C1 e C2 estão numa faixa de CE entre 250 e

500 µS/cm e as concentrações de cloretos, abaixo de 100 mg/L. Essas duas cacimbas estão

localizadas próximas uma da outra (aproximadamente 440 m) podendo estar explotando o

mesmo manto de intemperismo. A cacimba C3 mostra valores altos de CE e de Cl- e

aumento intenso desses parâmetros nos períodos sem chuva, o que pode ser causado pela

falta de circulação das águas armazenadas durante os períodos chuvosos, pois ela só é

utilizada para irrigação e fins domésticos ocasionando um contato mais prolongado com as

rochas. O aumento das concentrações de cloretos com a CE deve ser provocado,

principalmente, pelo processo de evaporação.

A Figura 4.12 apresenta as concentrações Na+ versus Cl- das amostras nas cacimbas,

cujos valores separam-se em grupos. Verifica-se que, a maioria das amostras da cacimba C1

tem concentrações de cloretos e de sódio muito baixas. Na cacimba C2 estes íons são bem

correlacionados e com concentrações baixas. A cacimba C3 tem amostras com maiores

valores de condutividade elétrica e apresentam concentrações de cloretos bem

correlacionados com as concentrações de sódio. A proporção 1:1 na relação dos íons rNa+ e

rCl-, indica dissolução do mineral halita ou presença de aerossóis carreados pelas chuvas.

Observa-se que, para essas amostras, os valores se distanciam dessa relação indicando que

esses processos não são os únicos responsáveis pela presença desses íons nestas águas.

As Figuras 4.13 a 4.17 mostram, no item (a) as precipitações durante os meses das

coletas. Os dados foram adquiridos pela estação pluviométrica instalada na Estação

Ecológica pela FUNCEME. As variações temporais das concentrações catiônicas e aniônicas

das amostras dos açudes estão mostradas nas Figuras 4.13 a 4.17 podendo ser comparados

com as precipitações.

Nas Figuras 4.13 a 4.15 estão apresentadas as concentrações dos cátions mais

abundantes nos açudes. Observa-se que, durante os períodos chuvosos, há diminuição nas

concentrações de todos os cátions ocasionada pela entrada de águas de chuvas. Nos

períodos secos, essas concentrações aumentam por efeito da evaporação.


88

0

10

20

30

40

50

0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200CE(µµµµS/cm)

Cl- (m

g/L

)A1A2A3

Grupo 2

Grupo 1

(a)

0

100

200

300

400

500

0

250

500

750

1000

1250

1500

1750

2000

2250

2500

CE(µµµµS/cm)

Cl- (m

g/L

)

C1C2C3

(b)

Figura 4.11 – Cloretos versus condutividade elétrica das águas superficiais e águas subterrâneas da Bacia da

Gameleira e adjacências, Aiuaba – CE. (a) Açudes (b) Cacimbas.


89

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

rNa+

rCl-

C1C2C3

rNa+= rCl-

(b)

Figura 4.12 – Concentração de cloretos versus sódio para as amostras das cacimbas da Bacia da Gameleira,

Aiuaba – CE.

As concentrações de Cl- e HCO3- nos açudes são mostradas nas Figuras 4.16b e

4.16c, respectivamente. Como os açudes têm recarga rápida com águas de chuvas, as

concentrações de bicarbonatos aumentam tanto no período chuvoso (chuvas são

tipicamente bicarbonatas) quanto no período seco (evaporação). As concentrações de Cl- e

de HCO3- diminuem durante o período chuvoso e aumentam no final do período seco por

causa da evaporação.

Quanto aos íons amônio e nitrato nos açudes, mostrados nas Figuras 4.17b e 4.17c,

observa-se que há entrada de água poluída nos açudes decorrente da lavagem da bacia

hidrográfica durante o período de chuvas. Essa poluição é devida à presença de bovinos,

caprinos, suínos e eqüinos na área. As concentrações de NO2- (Tabela 4.5) são muito

pequenas indicando que este íon foi transformado quase na sua totalidade em NO3- e que

caracteriza poluição afastada do ponto de coleta.


90

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev mar abr

mai jun jul ago se

tou

tno

vdez jan fev mar ab

r

02/mai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cip

itaç

ão (

mm

)Precipitação

2003 2004

Legenda:

0

2

4

6

8

10

12

14

16

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Ca2+

(m

g/L

)

A1A2A3

2003 2004

Legenda:

0

2

4

6

8

10

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Mg

2+ (

mg

/L)

A1A2A3

2003 2004

Figura 4.13 – (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das concentrações com o tempo

dos íons Ca2+ e Mg2+, respectivamente, nos açudes.

(a)

(b)

(c)


91

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev mar abr

mai jun jul ago se

tou

tno

vde

z jan fev mar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cip

itaç

ão (

mm

)Precipitação

2003 2004

Legenda:

0

5

10

15

20

25

fev

mar abr

mai jun jul ag

o set

out

nov

dez

jan fev

mar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Na+ (

mg

/L)

A1A2A3

2003 2004

Legenda:

0

10

20

30

40

50

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

K+ (

mg

/L)

A1A2A3

2003 2004 Figura 4.14 – (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das concentrações com o tempo

dos íons Na+ e K+, respectivamente, nos açudes.

(a)

(b)

(c)


92

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev mar abr

mai jun jul ago se

tou

tno

vdez jan fev mar ab

r

02/mai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cip

itaç

ão (

mm

)Precipitação

2003 2004

Legenda:

0

2

4

6

8

10

12

14

16

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Fe2+

(m

g/L

) A1A2A3

2003 2004

Legenda:

0.00

0.02

0.04

0.06

0.08

0.10

0.12

0.14

0.16

0.18

0.20

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Al3+

(m

g/L

) A1A2A3

2003 2004 Figura 4.15– (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das concentrações com o tempo

dos íons Fe2+ e Al3+, respectivamente, nos açudes.

(a)

(b)

(c)


93

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev mar abr

mai jun jul ago se

tou

tno

vde

z jan fev mar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cip

itaç

ão (

mm

)Precipitação

2003 2004

Legenda:

0

5

10

15

20

25

30

35

40

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

Cl- (

mg

/L) A1

A2A3

2003 2004

Legenda:

0

20

40

60

80

100

120

140

160

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago

set

out

nov

dez

jan fev

mar ab

r

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

HC

O3- (

mg

/L) A1

A2A3

2003 2004

Figura 4.16– (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das concentrações com o tempo

dos íons Cl- e HCO3-, respectivamente, nos açudes.

(a)

(b)

(c)


94

Legenda:

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

fev marabr mai jun jul ago se

tou

tno

vde

z jan fev mar abr

02/mai

30/m

ai

Tempo (mês)

Pre

cip

itaç

ão (

mm

)Precipitação

2003 2004

Legenda:

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago se

tou

tno

vde

zjan fe

vm

ar abr

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

NH

4+ (

mg

/L) A1

A2A3

2003 2004

Legenda:

0

10

20

30

40

50

60

fev

mar ab

rm

ai jun jul ago

set

out

nov

dez

jan fev

mar ab

r

02/m

ai

30/m

ai

Tempo (mês)

NO

3- (m

g/L

) A1

A2 A3

2003 2004 Figura 4.17– (a) Precipitação durante os meses de coleta, (b) e (c) Variações das concentrações com o tempo

dos íons NH4+ e NO3-, respectivamente, nos açudes.

(a)

(b)

(c)


95

A Figura 4.18 mostra o diagrama do US. Dept of Agriculture. As amostras dos açudes

apresentaram Risco de Salinidade na faixa de baixo a médio. Estas águas podem ser

utilizadas em todas as culturas, na maioria dos solos, com pequeno risco de salinização do

solo, salvo em áreas de permeabilidade extremamente baixa. O Risco de Sódio é baixo,

podendo todas as águas ser utilizadas para quase todos os solos com fraco risco de formação

de teores nocivos de sódio susceptível de troca. As águas das cacimbas apresentaram risco de

salinidade na faixa de baixo a alto. Quando amostras de águas apresentam condutividades

elétricas acima de 750 µS/cm só podem ser utilizadas em solos bem drenados e mesmo

quando o solo é bem cuidado devem ser tomadas precauções especiais para evitar a

salinização e apenas vegetais de alta tolerância salina devem ser cultivados. Quanto ao sódio,

todas as amostras apresentaram baixo risco.

AçudesCacimbas

Legenda

AçudesCacimbas

Legenda

02468

1012141618202224262830

100 1000 10000

RIS

CO

DE

SÓ

DIO

SA

R

BA

IXO

MÉ

DIO

FO

RT

EM

UIT

OF O

RT

E

C1 – S1

C1 – S2

C1 – S3

C1 - S4

C2 – S1

C2 – S2

C2 – S3

C2 - S4

C3 – S1

C3 – S2

C3 – S3

C3 - S4

C4 – S1

C4 – S2

C4 – S3

C4 - S4

C5 – S1

C5 – S2

C5 – S3

C5 - S4

C.E. (µS/cm)

NULO BAIXO MÉDIO ALTO MUITO ALTOEXCEPCIONAL-MENTE ALTO

RISCO DE SALINIDADE

250 750 2250 5000

AçudesCacimbas

Legenda

AçudesCacimbas

Legenda

AçudesCacimbas

Legenda

AçudesCacimbas

Legenda

02468

1012141618202224262830

100 1000 10000

RIS

CO

DE

SÓ

DIO

SA

R

BA

IXO

MÉ

DIO

FO

RT

EM

UIT

OF O

RT

E

C1 – S1

C1 – S2

C1 – S3

C1 - S4

C2 – S1

C2 – S2

C2 – S3

C2 - S4

C3 – S1

C3 – S2

C3 – S3

C3 - S4

C4 – S1

C4 – S2

C4 – S3

C4 - S4

C5 – S1

C5 – S2

C5 – S3

C5 - S4

C.E. (µS/cm)

NULO BAIXO MÉDIO ALTO MUITO ALTOEXCEPCIONAL-MENTE ALTO

RISCO DE SALINIDADE

250 750 2250 5000

Figura 4.18 - Classificação das águas para irrigação segundo o diagrama do US. Dept. of Agriculture.


96

Os diagramas de Gibbs (GIBBS, 1970) com amostras dos açudes e das cacimbas são

apresentados nas Figuras 4.19 e 4.20, respectivamente. Quando o processo dominante é o

intemperismo de carbonatos, a água recebe cálcio e bicarbonato, os valores de sólidos totais

dissolvidos (STD) são moderados, e os dados localizam-se na parte central do

“bumerangue” de Gibbs. Águas com baixa salinidade são devidas à chegada de águas de

chuva e as amostras localizam-se no canto direito inferior do “bumerangue”. Outro

mecanismo que pode ser identificado é o processo de evaporação-cristalização, intenso em

regiões áridas, quando a evaporação chega a ser maior que a pluviosidade. O processo de

evaporação aumenta o STD e a relação Na+/(Na+ + Ca2+) devido à precipitação da calcita.

As amostras que respondem a este processo são localizadas no canto direito superior do

“bumerangue” de Gibbs.

Diagramas de Gibbs com amostras dos açudes são apresentados na Figura 4.19; neles a

maioria das amostras dos açudes A1 e A3 encontra-se na parte central dos bumerangues

indicando domínio de interação água/rocha. As amostras do açude A3 tendem para a parte

inferior do “bumerangue” catiônico indicando forte influência de águas de chuvas; os baixos

valores da razão iônica decorrem do alto percentual de água de chuva neste açude como foi

constatado pela baixa CE. No bumerangue aniônico, algumas amostras localizaram-se fora

deste devido a processos de precipitação de carbonatos que diminuem a concentração de

HCO3-.

Na Figura 4.20, com os dados das cacimbas, observa-se que as amostras de C1 estão na

parte central dos bumerangues, catiônico e aniônico, indicando processo de intemperismo.

As amostras da cacimba C2 localizam-se fora dos bumerangues catiônico e aniônico; o que

caracteriza maior contribuição de águas subterrânea. São águas de chuvas que, quando

misturadas às águas subterrâneas, passam do processo de precipitação para o de

intemperismo, deslocando-se verticalmente para a parte superior do bumerangue sem mudar

o tipo químico. As amostras da cacimba C3 concentram-se na parte superior do

bumerangue, mostrando que o processo de intemperismo é o mais importante nestas águas.


97

1

10

100

1000

10000

100000

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0

Na+/(Na++Ca2+)

ST

D (

mg

/L)

A1

A2

A3

1

10

100

1000

10000

100000

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0

Cl-/(Cl-+HCO3-)

ST

D (

mg

/L) A1

A2

A3

Figura 4.19 - Diagramas de Gibbs catiônico e aniônico, respectivamente, para os açudes.

1

10

100

1000

10000

100000

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0

Na+/(Na++Ca2+)

ST

D (

mg

/L) C1

C2

C3

1

10

100

1000

10000

100000

0.0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1.0

Cl-/(Cl-+HCO3-)

ST

D (

mg

/L) C1

C2

C3

Figura 4.20 - Diagramas de Gibbs catiônico e aniônico, respectivamente, para as cacimbas.


98

4.3 - Perdas d´água por evaporação e infiltração utilizando modelo isotópico

Para calcular o volume d'água no açude foram instaladas duas réguas limnimétricas e

uma estação automática com linígrafo de bóia. As relações entre cota, área e volume do

açude Boqueirão foram determinadas com base nos dados de oito campanhas para avaliar as

áreas inundadas e associá-las aos níveis do açude (ARAÚJO, 2004). O contorno exato do

açude e a área da bacia hidrográfica foram determinados com auxílio de GPS e programa

CAD; para o cálculo dos volumes, foram utilizadas (por aproximação) as Equações (4.1) e

(4.2):

11 1 3

hV A

∆= (4.1)

1 1 1( )( )

2i i i

i

A A h hV + ++ −

∆ = , 0i > (4.2)

onde,

V = volume acumulado, A = área inundada, h = nível de referência.

A área inundada e o volume acumulado no açude Boqueirão para cada nível de água

estão representados graficamente nas Figuras 4.21 e 4.22; observa-se alta correlação entre as

grandezas, o que indica boa confiabilidade dos resultados.

h (Altura = nível régua + 1,60 m)

Área = 0.0168 h4.0007

R2 = 0.999

0.00

0.50

1.00

1.50

2.00

2.50

3.00

3.50

4.00

0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00 4.50

Áre

a in

und

ada

(ha

)

Figura 4.21 - Relação entre a área inundada e o nível d’água (h) no Açude Boqueirão.


99

h (Altura = nível régua + 1,60 m)

y = 331.83 h3.434

R2 = 0.9996

0

2500

5000

7500

10000

12500

15000

17500

20000

22500

25000

27500

30000

32500

35000

0.00 0.50 1.00 1.50 2.00 2.50 3.00 3.50 4.00 4.50

Vo

lum

e d

e ac

um

ula

ção

(m

3 )

Figura 4.22 - Relação entre o volume de acumulação e o nível d’água no Açude Boqueirão

Na Tabela 4.6 estão os valores de δ2H em função da fração de água remanescente (f)

em um tanque classe A instalado nas proximidades do Açude do Boqueirão e a Figura 4.23

mostra um gráfico com a representação desses parâmetros. A amostragem no Tanque Classe

A foi feita no período de 12 de novembro a 04 de dezembro de 2005 e a amostragem no

açude foi feita, semanalmente, no período de 12 de novembro de 2005 a 12 de fevereiro de

2006. A água utilizada no Tanque Classe A foi retirada do mesmo açude.

Tabela 4.6 - Fração de água remanescente (f) no tanque classe A e valores de δ2H.

f(%) δδδδ2H(‰) f(%) δδδδ2H(‰) 100 61,13 60,4 78,89 94,0 73,04 57,2 80,60 91,6 73,37 54,8 80,20 89,6 72,31 52,8 79,91 86,0 72,99 50,0 79,23 82,0 74,15 47,6 77,85 78,4 73,58 45,6 78,01 74,0 76,09 42,4 79,02 72,8 75,38 39,6 80,71 68,8 77,15 37,2 81,21 66,0 78,52 34,8 80,12 62,4 77,79


100

Para o cálculo dos volumes infiltrado e evaporado do açude é necessário determinar

parâmetros que são obtidos através de medidas isotópicas feitas no tanque classe A e no

açude em estudo.

A determinação do valor de saturação (δs) e do parâmetro m para o tanque classe A foi

feita plotando δ2H versus f(%) e ajustando os dados experimentais à uma função do tipo

my a bx= + .

Adotando essa metodologia, obteve-se:

2 2,5781,86 20,73= −H fδ (4.3)

Na Tabela 4.7 estão os valores de δ2H em função da fração de água remanescente

(f) do Açude do Boqueirão, o nível medido com linígrafo e o volume calculado pela

Equação 4.4. A Figura 4.24 mostra o gráfico δ2H(‰) versus f(%) para o Açude do

Boqueirão.

100 80 60 40 20 060

65

70

75

80

85

δ2 H

(‰

)

δ2H = 81,86 - 20,73 f 2.57

f (%)

Tanque Classe A

Figura 4.23 – Variação de δ2H com a fração de volume de água remanescente no tanque classe A.


101

Tabela 4.7 - Fração de água remanescente (f) no Açude do Boqueirão, valores de δ2H, níveis d´água e

volumes calculados.

Data de coleta

f(%) δδδδ2H(‰) Nível (m) Volume (m3)

12/11/2005 100,0 61,13 2,58 8598 19/11/2005 92,2 65,61 2,52 7930 26/11/2005 87,3 66,51 2,48 7507 03/12/2005 81,4 68,31 2,43 7000 10/12/2005 76,2 69,64 2,38 6553 17/12/2005 72,1 71,25 2,35 6200 24/12/2005 67,4 73,56 2,30 5796 31/12/2005 62,5 75,14 2,25 5377 07/01/2006 54,2 76,88 2,16 4663 14/01/2006 51,3 77,53 2,12 4408 21/02/2006 46,6 78,44 2,07 4005 28/01/2006 42,1 78,86 2,01 3624 05/02/2006 34,9 79,54 1,90 3001 12/02/2006 32,2 79,92 1,85 2769

A determinação do valor de saturação (δs) e do parâmetro m para o açude foi feita

utilizando o mesmo método usado para o tanque classe A como mostrado na Figura 4.24.

Neste caso, obteve-se:

2 2,1982,10 20,97= −H fδ (4.4)

100 80 60 40 20 0

60

65

70

75

80

85

Açude do Boqueirão

δ2H = 82,10 - 20,97 f 2,19

δδ δδ22 22Η

(Η

(Η

(Η

(‰

)) ))

f (%)

Figura 4.24 – Variação de δ2H com a fração de volume de água remanescente no Açude do Boqueirão.


102

Com as medidas isotópicas, os parâmetros δs e m para o tanque e para o açude foram

determinados; juntamente com o volume d´água do açude foi possível calcular os volumes

evaporado e infiltrado do reservatório.

Os três modelos utilizados para os cálculos (Subseção 3.3.3.2) apresentam diferentes

considerações para o mesmo problema: Modelo 1 - considera que o volume infiltrado é

proporcional ao volume evaporado (Equação 3.25); o Modelo 2 - admite que a variação do

volume perdido por infiltração é proporcional à variação do volume do reservatório

(Equação 3.33); o Modelo 3, que não utiliza relação entre o volume infiltrado e o volume

evaporado do reservatório, abrange os modelos de conservação de massa já aceitos e indica,

inicialmente, o sentido dominante do fluxo subterrâneo, uma percolação ou uma

alimentação subterrânea, através do sinal de VA definido pela equação 3.36 (neste trabalho,

foi suposto VA = 0).

Os cálculos foram feitos discretizando os dados em três etapas como mostrado na

Tabela 4.8. Para cada etapa foram calculadas as frações parciais de volumes evaporado e

infiltrado considerando que, para cada uma delas, há um volume inicial e o final da etapa

anterior com os seus respectivos valores de fração remanescente (f), de δ2H e de nível. As

frações totais dos volumes evaporado e infiltrado foram obtidas a partir das frações parciais

calculadas sobre os volumes remanescentes em cada etapa.

Tabela 4.8 - Divisão dos valores medidos em três etapas para os cálculos de k e das frações de volumes

infiltrado e evaporado no Açude do Boqueirão.

Período de coleta

ETAPA f(%) δδδδ2H(‰) Nível (m)

Volume (m3)

12/11/2005 100,0 61,13 2,58 8598 10/12/2005

1 76,2 69,64 2,38 6553

10/12/2005 76,2 69,64 2,38 6553 14/01/2006

2 51,3 77,53 2,12 4408

14/01/2006 51,3 77,53 2,12 4408 12/02/2006

3 32,2 79,92 1,85 2769

No modelo 1, utilizou-se a Equação (3.30) para calcular o volume evaporado e a

Equação (3.26) para calcular o parâmetro k ; '

''

EE

o

Vf

V= para a fração evaporada;

''

'I

I

o

Vf

V= para

a fração infiltrada e a Equação (3.25) para o volume infiltrado.


103

Os resultados obtidos pelo modelo 2 foram obtidos utilizando a Equação (3.34) para

determinar k ; a Equação (3.35) para o volume infiltrado e a Equação (3.19) para o volume

evaporado. As frações dos volumes infiltrado e evaporado foram determinadas através das

equações '

''

II

o

Vf

V= e

''

'E

E

o

Vf

V= , respectivamente.

Com o modelo 3, considerando que não há alimentação subterrânea ( 0AV = ), as

frações de volumes infiltrado e evaporado foram calculadas pelas Equações (3.46) e (3.47),

respectivamente.

Os volumes parciais evaporados e de infiltrados, para cada etapa, foram obtidos pelas

seguintes equações:

EVAPORAÇÃO:

1 1

2 1 2

3 2 3

E o E

E E E

E E E

V V f

V V f

V V f

= ⋅

= ⋅

= ⋅

(4.5 )

(4.5 )

(4.5 )

a

b

c

INFILTRAÇÃO:

1 1

2 1 2

3 2 3

I o I

I I I

I I I

V V f

V V f

V V f

= ⋅

= ⋅

= ⋅

(4.6 )

(4.6 )

(4.6 )

a

b

c

onde, oV 8598, 40= m3 (volume inicial do açude)

As frações totais de evaporação e de infiltração foram calculadas, respectivamente,

pelas seguintes equações:

i

E

3

Ei 1

Toto

Vf 100%

V== ×

∑ (4.7)


104

i

I

3

Ii 1

Toto

Vf 100%

V== ×

∑ (4.8)

Esses procedimentos foram feitos para os 3 modelos aqui discutidos. Os resultados

obtidos para os parâmetros k e k', as frações de volumes infiltrado e evaporado, nas três

etapas, utilizando os modelos 1 e 2 estão apresentados nas Tabelas 4.9. e 4.10,

respectivamente. Com o modelo 3, os resultados das frações de volumes perdidos por

evaporação e infiltração são apresentados na Tabela 4.11.

Tabela 4.9 - Valor calculado de k, frações totais de volumes infiltrado e evaporado no Açude do Boqueirão

pelo modelo 1.

Modelo 1 k calculado = 0,173

ETAPA Fração parcial de volume

evaporado (%)

Fração parcial de volume

infiltrado (%)

Volume evaporado

(m3)

Volume infiltrado (m3)

Fração total de volume evaporado

ETotf (%)

Fração total de volume infiltrado

ITotf (%)

1 1E

f 20,27 1I

f 3,51 1E

V 1743,10 1I

V 301,56

2 2E

f 27,89 2I

f 4,84 2E

V 1827,36 2I

V 317,08

3 3E

f 31,69 3I

f 5,48 3E

V 1397,27 3I

V 241,73

60,73 13,21

Tabela 4.10 - Valor calculado de k, frações totais de volumes infiltrado e evaporado no Açude do Boqueirão

pelo modelo 2.

Modelo 2 k calculado 53, 379 10−⋅ m-3


evaporado (%)


infiltrado (%)

Volume evaporado

(m3)



ETotf (%)


ITotf (%)

1 1E

f 17,70 1I

f 6,09 1E

V 1521,94 1I

V 523,62

2 2E

f 26,66 2I

f 6,06 2E

V 1747,31 2I

V 397,13

3 3E

f 32,38 3I

f 4,51 3E

V 1440,89 3I

V 198,83

59,37 15,76


105

Tabela 4.11 - Valores das frações totais de volumes infiltrado e evaporado no Açude do Boqueirão pelo

modelo 3.

Modelo 3


evaporado (%)


infiltrado (%)

Volume evaporado

(m3)



ETotf (%)


ITotf (%)

1 1E

f 20,69 1I

f 3,10 1E

V 1779,08 1I

V 266,48

2 2E

f 28,68 2I

f 4,05 2E

V 1879,25 2I

V 265,19

3 3E

f 32,72 3I

f 4,48 3E

V 1442,38 3I

V 197,34

61,94 11,19

Comparando os valores das frações de volumes infiltrado e evaporado, mostrados nas

Tabelas 4.9, 4.10 e 4.11, obtidos pelos três modelos verifica-se que eles são próximos. As

médias dos valores obtidos para as frações de volume evaporado e volume infiltrado dos três

modelos foram 60,68% e 13,39%, respectivamente. Somando essas duas frações obteve-se

74,07% de perda total pelos efeitos da evaporação e da infiltração. A porcentagem restante

de 25,93 %, que falta para completar o total de 100 %, refere-se à água que ficou no açude

depois do período de coletas, pois esse reservatório não chegou a secar totalmente nesta

época.

Os valores das lâminas d'água perdidas por infiltração foram obtidos através das

seguintes etapas:

(a) Cálculo do volume médio do açude para cada etapa:

1o f1

V VV

2

+= (4.9a)

1 2f f2

V VV

2

+= (4.9b)

2 3f f3

V VV

2

+= (4.9c)

onde if

V é o volume final de cada etapa e oV 8598,40= m3.


106

(b) Cálculo da faixa de volumes máximo e mínimo evaporados em cada etapa:

( )i

imáxmín

Iievap

VV V

2= ± (4.10)

onde, iEV

2 é a faixa de volume perdido por evaporação em torno da média do volume do

açude em cada etapa.

(c) Cálculo dos níveis máximo e mínimo ( )

i

máxmín

h

referentes a cada valor de volume

evaporado, em cada etapa, usando a equação cota-volume obtida pelo gráfico da Figura

4.22, ou seja:

( ) ( )imáxmín

i

3,434evap E máx

mínV 331,83 h= ⋅ (4.11)

(d) Cálculo da lâmina d' água perdida por evaporação em cada etapa:

i ii máx mính h h= − (4.12)

(e) Cálculo da lâmina d' água total perdida por evaporação:

3

Etotal Eii 1

h h=

= ∑ (4.13)

O mesmo procedimento foi usado para determinação das frações de volume infiltrado

e da lâmina d' água infiltrada.

Os valores das lâminas de água perdidas por infiltração e evaporação para cada um dos

três modelos estão mostrados nas Tabelas 4.12, 4.13 e 4.14. A lâmina d'água média perdida

por evaporação, feita com os três modelos, foi de 614 mm durante os três meses de coleta e

por infiltração o valor da lâmina d' água perdida foi 106 mm nesse período de amostragem.


107

Tabela 5.12 - Valores das lâminas de água perdidas por evaporação e por infiltração no Açude do Boqueirão

pelo Modelo 1.

ETAPA Faixa de volume evaporado (m3)

Nível referente ao volume evaporado

(m)

Lâmina d' água perdida por evaporação em cada etapa

(m)

Lâmina d' água total perdida por evaporação (m)

( )1máxevapV 8598,40 ( )E 1máxh 2,580

1

( )1mínevapV 6855,50 ( )E 1mính 2,415

1Eh 0,165

( )2máxevapV 6855,50 ( )E 2máxh 2,415

2

( )2mínevapV 4943,50 ( )E 2mính 2,196

2Eh 0,219

( )3máxevapV 4943,50 ( )E 3máxh 2,196

3

( )3mínevapV 3376,91 ( )E 3mính 1,965

3Eh 0,231

TotalEh 0,615

ETAPA Faixa de volume infiltrado (m3)

Nível referente ao volume infiltrado

(m)

Lâmina d' água perdida por infiltração em cada etapa

(m)

Lâmina d' água total perdida por infiltração (m)

( )1máxinfV 8598,40 ( )I 1máxh 2,580

1

( )1míninfV 8296,60 ( )I 1mính 2,553

1Ih 0,027

( )2máxinfV 8296,60 ( )I 2máxh 2,553

2

( )2míninfV 7895,04 ( )I 2mính 2,517

2Ih 0,036

( )3máxinfV 7895,04 ( )I 3máxh 2,517

3

( )3míninfV 7462,39 ( )I 3mính 2,475

3Ih 0,042

TotalIh 0,105


108


pelo Modelo 2.



(m)


(m)


( )1máxevapV 8598,40 ( )E 1máxh 2,580

1

( )1mínevapV 7076,48 ( )E 1mính 2,438

1Eh 0,142

( )2máxevapV 7076,48 ( )E 2máxh 2,438

2

( )2mínevapV 5189,89 ( )E 2mính 2,227

2Eh 0,227

( )3máxevapV 5189,89 ( )E 3máxh 2,227

3

( )3mínevapV 3493,83 ( )E 3mính 1,985

3Eh 0,242

TotalEh 0,595



(m)


(m)


( )1máxinfV 8598,40 ( )I 1máxh 2,580

1

( )1míninfV 8074,76 ( )I 1mính 2,533

1Ih 0,047

( )2máxinfV 8074,76 ( )I 2máxh 2,533

2

( )2míninfV 7585,43 ( )I 2mính 2,487

2Ih 0,046

( )3máxinfV 7585,43 ( )I 3máxh 2,487

3

( )3míninfV 7243,32 ( )I 3mính 2,454

3Ih 0,033

TotalIh 0,126


109


pelo Modelo 3.



(m)


(m)


( )1máxevapV 8598,40 ( )E 1máxh 2,580

1

( )1mínevapV 6819,39 ( )E 1mính 2,411

1Eh 0,169

( )2máxevapV 6819,39 ( )E 2máxh 2,411

2

( )2mínevapV 4863,59 ( )E 2mính 2,185

2Eh 0,226

( )3máxevapV 4863,59 ( )E 3máxh 2,185

3

( )3mínevapV 3272,22 ( )E 3mính 1,947

3Eh 0,238

TotalEh 0,633



(m)


(m)


( )1máxinfV 8598,40 ( )I 1máxh 2,580

1

( )1míninfV 8331,85 ( )I 1mính 2,556

1Ih 0,024

( )2máxinfV 8331,85 ( )I 2máxh 2,556

2

( )2míninfV 7994,41 ( )I 2mính 2,526

2Ih 0,030

( )3máxinfV 7994,41 ( )I 3máxh 2,526

3

( )3míninfV 7636,26 ( )I 3mính 2,492

3Ih 0,034

TotalIh 0,088


110

5. CONCLUSÕES

Com os resultados das análises químicas dos solos, das análises químicas e físico-

químicas das águas superficiais em três açudes e das águas subterrâneas em três cacimbas; e

dados isotópicos utilizados em três modelos para calcular as perdas por evaporação e

infiltração no Açude do Boqueirão, foi possível identificar processos naturais responsáveis

pela qualidade e renovação das águas.

Nos solos da Bacia da Gameleira, a Capacidade de Troca de Cátions varia de 3,7 a

12,9 meq/100g, apresentando valores mais elevados nos horizontes superficiais; o Complexo

Trocável é dominado pela soma dos íons Ca2+ e Mg2+, com exceção de algumas amostras

onde o íon H+ é dominante. Estes resultados mostram a importante contribuição do solo

para a concentração iônica das águas da região.

Sódio e potássio estão em baixas concentrações na maioria das argilas que contém

excesso somente os íons H+, Ca2+ e Mg2+. Estas argilas, em solução aquosa, sofrem rápido

processo de floculação. Os menores graus de floculação que condicionam baixa taxa de

infiltração são observados em amostras de solos localizados próximos ao Açude do

Boqueirão.

A capacidade de Troca de Cátions dos solos, os diagramas de estabilidade das rochas

albita e anortita e as análises de Raios-X revelaram a presença de argila do tipo caulinita, nas

vizinhanças do Açude do Boqueirão, um argilomineral 1:1 que não permite que os cátions e

a água penetrem entre suas placas. Portanto, o percentual de água de chuva no solo que

infiltra nesta área é pequeno.

5 CAPÍTULO


111

A saturação de base (V) com valores, na maioria das amostras, superiores a 50 %, e

com boa correlação (R = 0,922) com o pH, indicam perda de elementos metálicos por

drenagem ou escoamento superficial, o que explica os baixos valores de pH no solo. Nos

locais mais baixos onde ocorre o depósito de sedimentos erodidos na bacia, as águas ficam

com um pH mais elevado devido às trocas iônicas solo-água.

Como as reações de troca são geralmente muito lentas, o estabelecimento do equilíbrio

depende da velocidade de circulação da água e do tempo de contato argila água. As águas no

Açude do Boqueirão, que recebe a drenagem de toda a bacia, entram em equilíbrio após o

tempo necessário para que haja trocas entre os minerais em solução e as argilas em

suspensão, trazidas pelo escoamento superficial. Neste processo, parte do cálcio e magnésio

contidos em solução na água de recarga do açude, no período chuvoso, é trocada pelo sódio

das argilas em suspensão mantendo a água sempre básica (pH em torno de 9).

As águas dos açudes são menos mineralizadas do que as águas subterrâneas nas

cacimbas; têm baixas condutividades elétricas por terem em torno de 90 % dos seus volumes

renovados com chuvas do período chuvoso anterior.

A cacimba C2, que abastece comunidade vizinhas, apresenta pequena variação em seu

nível estático indicando reserva importante de água subterrânea pela rápida recuperação do

volume de água na cacimba.

O pH, na maioria das amostras dos açudes A1 e A2, apresenta um perfil básico devido

às trocas entre os minerais em solução e as argilas em suspensão trazidas pelo escoamento

superficial. O açude A3 apresenta perfil ácido por quase secar no período sem chuvas e

receber maior contribuição de águas de chuva do que de água subterrânea.

Os açudes apresentaram águas do tipo bicarbonatada mista e cálcica, características de

água de chuvas recentes e de reações de troca iônica com o solo. As amostras das cacimbas

C1 e C3 são do tipo bicarbonatada mista caracterizando predominância de águas de chuva e

da cacimba C2, cloretada mista, indicando mistura de águas de chuvas com água subterrânea.

As relações entre CE e as concentrações de Cl- indicaram que nos açudes A1 e A2 o

processo de evaporação é mais intenso do que no açude A3. Nas cacimbas, a relação indicou


112

que C1 e C2 devem explotar o mesmo manto de intemperismo e em C3 há intenso processo

de evaporação devido ao seu pouco uso e menor renovação das águas.

Os Na+ e Cl- são diretamente relacionados nas amostras das cacimbas mas os valores

se afastam da relação rNa+ = rCl- indicando que dissolução de halita ou presença de

aerossóis marinhos não são os únicos responsáveis pela presença destes íons nas águas.

As concentrações dos cátions Ca2+, Mg2+, Na+ e K+ nos açudes, diminuem durante os

períodos chuvosos e aumentam nos períodos secos por efeito da evaporação. As

concentrações dos íons HCO3-, aumentam no período chuvoso, pela presença de água de

chuva que é predominantemente bicarbonatada; as concentrações de Cl- aumentam durante

o período seco devido à evaporação.

A presença de 4NH+ e de 3NO− indica entrada de água poluída nos açudes decorrente

da lavagem dos solos onde há presença de animais. As concentrações de nitrito são baixas,

caracterizando que a poluição está ocorrendo em áreas afastadas dos pontos de coleta.

As amostras dos açudes podem ser utilizadas em todas as culturas, na maioria dos

solos, com pequeno risco de salinização e fraco risco de formação de teores nocivos de

sódio susceptível de troca. As águas das cacimbas só podem ser utilizadas em solos bem

drenados e em culturas com alta tolerância salina.

Os diagramas de Gibbs reforçaram a conclusão que as amostras dos açudes A1 e A2

têm concentrações decorrentes da interação água-rocha favorecendo processos de trocas

iônicas, enquanto que as amostras do açude A3 têm forte influência de águas de chuvas. A

maioria das amostras das cacimbas C1 e C3 indica processo de intemperismo e as da

cacimba C2 mostram transição do processo de precipitação atmosférica para o

intemperismo.

As medidas de deutério nas águas do açude Boqueirão permitiram determinar os

volumes d´água evaporado e infiltrado durante o intervalo de 3 meses mostrando a

contribuição do reservatório para as águas subterrâneas.


113

Três modelos isotópicos, dois deles com diferentes hipóteses sobre a relação entre os

volumes evaporado e infiltrado, produziram valores próximos e compatíveis com medidas

de evaporação obtidas por modelos convencionais.

Com a média dos três modelos, os valores obtidos para as frações de volume

evaporado e volume infiltrado foram 60,68% e 13,39%, respectivamente. Somando essas

duas frações tem-se 74,07% de perda total pelos efeitos da evaporação e da infiltração. A

porcentagem restante de 25,93 %, que completa o total de 100 %, refere-se à água que

permanece no açude depois do período de coletas, pois esse reservatório não chegou a secar

totalmente nesta época.

A lâmina d'água média perdida por evaporação, feita com os três modelos, foi de

614 mm durante os três meses de coleta e por infiltração o valor da lâmina d' água perdida

foi 106 mm nesse período de amostragem.

Os processos naturais, como evaporação e trocas iônicas ocorridas nas argilas

dissolvidas nas águas de recarga, salinizam as águas de chuvas, mas se o reservatório diminui,

drasticamente, de volume e a renovação com águas de chuvas é percentualmente elevada, o

reservatório terá sempre água de boa qualidade.

O Açude do Boqueirão, de pequena dimensão, contribui para a recarga do fluxo de

base do riacho onde foi feito o barramento, com mostraram as medidas isotópicas, o que

diminui os efeitos negativos das ações antrópicas sobre as reservas de água subterrânea.

As águas subterrâneas nas aluviões, onde estão localizadas as cacimbas estudadas, são

recarregadas pelas águas de chuvas o que confere uma água em condições de potabilidade e

uso na agricultura. A recarga pelas chuvas dilui as águas que adquirem sais através da

interação água/rocha.


114

REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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