Nova Apostila de Gênese Do Solo

UNIVERSIDADE FEDERAL DE CAMPINA GRANDE CENTRO DE CIÊNCIAS E TECNOLOGIA AGROALIMENTAR UNIDADE ACADÊMICA DE CIÊNCIAS AGRÁRIAS

FUNDAMENTOS DE GEOLOGIA E PEDOLOGIA (Materi (Materia al em fas fas e de elabor elabora aç ão)

Notas de aula para o Curso de Agronomia do CCTA/UFCG

Josinaldo Lopes Araujo Rocha (Organizador) Pombal, maio de 2014

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SUMÁRIO UNIDADE I- FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA GERAL......................... ............ 1. A origem do universo........................... universo........................................................ ............................. ........................... .... 2. TERRA: ORIGEM, CARACTERÍSTICAS E HISTÓRIA........................ HISTÓRIA................................... ........... 2.1 Evolução do planeta Terra................... ............................ ........................ ...... 2.2 Características do globo terrestre..................... ......................... .................... 2.3 Eras geológicas...................................... ........................... ........................... . 2.4 Datação absoluta ......................... ........................... ............................. ......... 3 DINÂMICA INTERNA DA TERRA........................ ............................. ................ 3.1 Evolução dos conceitos..................................... ......................... ................... UNIDADE II- MINERAIS E ROCHAS 1. MINERAIS 1.1 Definição 1.2 Conceitos relacionados 1.3 Importância 1.4 Sistemas cristalinos 1.5 Origem dos minerais 1.6 Características físicas dos minerais 1.7 Polimorfismo e isomorfismo 1.8 Classificação dos minerais quanto a constituição química 1.8.1 Classificação dos minerais silicatados 2. ROCHAS 2.1 Classificação das rochas quanto á origem UNIDADE III- DINÂMICA EXTERNA DA TERRA E INTEMPERISMO 1. PROCESSOS GEOLÓGICOS EXTERNOS 1.1 Ação geológica das águas 1.2 Ação geológica dos ventos 1.3 Relação entre processos externos e internos 2. INTEMPERISMO 2.1 Intemperismo físico 2.1.1 Intemperismo físico termal 2.1.2 Intemperismo físico mecânico 2.2 Intemperismo químico 2.3 Intemperismo biológico UNIDADE IV: MINERAIS SECUNDÁRIOS 1. MINERAIS SECUNDÁRIOS SILICATADOS 1.1 Minerais 1:1 1.2 Minerais 2:1 2 ÓXIDOS DE Fe E DE Al UNIDADE V - FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 1. BREVE HISTÓRICO 2. OS FATORES DE FORMAÇÃO 2.1 Material de origem 2.2 Relevo 2.3 Clima 2.4 Organismos 2.5 Tempo 2

4 4 6 6 8 11 18 20 20 25 25 25 26 26 26 27 28 31 32 33 37 37 46 46 46 48 49 49 50 50 51 53 57 58 58 61 62 65 68 68 69 69 71 72 73 74

UNIDADE VI- PROCES PROCESSOS SOS DE FORMAÇ FORMAÇ O DOS SOLOS SOLOS 1 PROCESSOS GERAIS 1.1 Adição 1.2 Remoção ou perda 1.3 Translocação 1.4 Transformação 2 PROCESSOS ESPECÍFICOS 2.1 Gleização 2.2 Sulfetização 2.3 Sulfurização 2.4 Calcificação 2.5 Salinização, sodificação e solodização 2.6 Deposição eólica e deposição antrópica 2.7 Pedoturbação 2.8 Eluviação e Iluviação 2.9 Latossolização 2.10 Plintilização 2.11 Coluviação 2.12 Aluviação UNIDADE VII- MORFOLOGIA DO SOLO 1.O PERFIL DO SOLO 2. DESCRIÇ DESCRIÇ O MORFOLÓGIC MORFOLÓGICA A DO PERFIL PERFIL DO SOLO 2.1 Aspectos gerais 2.2 Escolha do local para a descrição do perfil 2.3 Sequência para exame morfológico 2.4 Descrição dos atributos morfológicos 2.5 Identificação e nomenclatura dos horizontes BIBLIOGRAFIA CONSULTADA

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75 75 75 76 76 76 76 77 77 78 78 79 80 80 81 82 83 84 85 86 86 90 90 90 90 91 100 104

UNIDADE I- FUNDAMENTOS DA GEOLOGIA GERAL 1. A ORIGEM DO UNIVERSO Tudo começou com um pontinho de 1,6x10 -35 m = ocorreu o fiat lux  e a temperatura era cerca de 10 32 K. Durante um milionésimo de segundo havia uma explosão, havia muita energia e não havia matéria. Dez segundos após a explosão começam a surgir os prótons, nêutrons e elétrons, um milésimo de segundos depois a temperatura caiu bastante, para 1,4x10 10 K com essa queda de temperatura, parte da energia se transformou em matéria. Quase um minuto depois (100 seg.) a temperatura já estava a 1,5x10 9  K e começaram a surgir os átomos de hélio e hidrogênio, formou-se uma nuvem de poeira de cerca de 3x10 10 m. Essa nuvem de poeira não era homogênea, com o passar do tempo essa nuvem foi se expandindo e se agregando em regiões específicas (esse estágio era mais ou menos 800.000 anos após o BIG BANG) e formando pequenas nuvens de poeira que foram se aproximando em si mesmas e quanto mais próximas ficavam, mais elas atraiam os grãozinhos de areia que estavam a sua volta. A temperatura a 3000 K já era baixa o suficiente para permitir a formação da 1ª molécula de hidrogênio, o hélio por ser um gás nobre não se mistura, então já era uma nuvem de poeira com hélio e hidrogênio. Essas nuvens de poeira foram se juntando, ficando cada vez maior, até que chegou um ponto em que as partículas que estavam no interior (no centro) dessas nuvens e estavam frias começaram a se aquecer porque as outras partículas a sua volta impediram que seu calor fosse dissipado. À medida que elas foram se aquecendo e ultrapassando a marca de 10 7  K, o hidrogênio e o hélio começaram a se fundir, formando, então, vários outros elementos (resultados de calor e luz que escapa e como subprodutos têm-se cálcio, magnésio, potássio etc, até chegar ferro). Essa estrela à medida que vai queimando vai concentrando seus resíduos, seus elementos mais pesados no seu exterior e no interior vai queimando hidrogênio e hélio, ela queima hidrogênio e hélio e vai produzindo os outros elementos mais pesados (ex: ferro). Pouco a pouco esses elementos vão se concentrando na casca, do lado exterior da estrela. No momento em que o conteúdo de hidrogênio e hélio do centro da estrela acaba a estrela colapsa e o exterior “cai” para o interior. Quando

isso acontece os elementos (mais pesados junto com um pouco de hidrogênio e hélio) que estavam no exterior da estrela e “caem” para o interior, ao encontrarem 4

ainda um resto da energia devida ao colapso interno da estrela ocorre uma explosão que recebe o nome de supernova. Essa súbita explosão faz com que os elementos ali presentes se combinem gerando novos elementos (até mais pesados que o ferro), a estrela morre, volta-se, então, para a poeira estelar, mas essa poeira é enriquecida com novos elementos. O elemento mais comum no universo é o hidrogênio seguido do hélio na sequência os outros elementos aparecem de acordo com as seguintes “ordens”:

elementos de (Z) nº atômico par são mais abundantes que os elementos de Z ímpar e à medida que aumenta o nº atômico a abundância do elemento diminui (qnt > o Z < a presença do elemento no universo). O Ferro  é uma exceção à regra, uma anomalia, tendo em vista o seu peso atômico, sendo um dos elementos mais abundantes devido ao mesmo ser formado através da fusão do hidrogênio e do hélio no momento em que o núcleo da estrela se aquece devido a não conseguir dissipar o calor e ultrapassa a temperatura de 10 7 K (Figura 1). O ferro é o elemento mais pesado a ser produzido antes da estrela entrar em colapso e explodir, gerando, então, novos elementos. O Ferro é um elemento químico chave para o entendimento da gênese dos solos tropicais, e talvez o elemento mais importante pra gênese dos nossos solos é também o elemento mais abundante no universo tendo em vista o seu peso atômico.

Figura 1. Abundância relativa dos elementos químicos. 5

2. TERRA: ORIGEM, CARACTERÍSTICAS E HISTÓRIA 2.1 Evolução da Terra  A cerca de 5 bi de anos atrás uma supernova explodiu e tudo o que há em nós veio dessa supernova que deu origem ao Sistema Solar. Com a explosão dessa supernova foi gerada uma enorme quantidade de poeira, já contendo todos os elementos que existem. Essa poeira começou a se condensar em pontos de maior concentração e, à medida que a temperatura diminuía esses grãozinhos de poeira começaram a formar ligações químicas, essas partículas foram ficando cada vez maiores e à medida em que foram ganhando peso elas começaram a girar em torno da partícula de maior tamanho. Mantendo esse processo as partículas continuaram a agregar tamanho e começaram a ter a aparência de rochas. Essas rochas, por vezes, se chocavam e as vezes rompiam-se em vários pedaços que comumente ficavam no todo ou em parte juntos. Em um determinado ponto a maior de todas as partículas ficou tão grande e tão quente, ultrapassando a temperatura de 10 7 K e não teve mais a possibilidade de dissipar o calor do seu interior, começando, portanto, a queimar hidrogênio e hélio (fundiu hidrogênio e hélio originando o ferro) e a brilhar = Sol. O Sol brilhava e atingia as outras partículas que a essa altura já eram amontoados de rochas. O calor gerado pelo Sol fez com que aqueles elementos mais voláteis e gasosos fossem varridos (por aquecimento) da proximidade da estrela e os “planetas” próximos da estrela ficaram sendo conhecidos como “planetas” rochosos e os d istantes como gasosos. (o calor do Sol fez com que os

elementos mais voláteis fossem projetados para as zonas mais distantes do Sistema Solar) Os poucos meteoritos que ainda circulam no universo são parte da poeira estelar e estão a 5 bi de anos escapando da força gravitacional dos planetas, ou seja, os meteoritos representam as condições dos planetas antes dos mesmos serem formados. Mercúrio – Vênus  – Terra – Marte – Cinturão de asteróides (planetésimos que nunca chegaram a acrear-se)  – Júpiter – Saturno – Urano – Netuno – Plutão Lei de Titius-Bode = lei que define as distâncias dos planetas ao Sol.

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d = 0,4 + 0,3 x 2 n a distância da Terra ao Sol é definida como 1 UA (Unidade  Astronômica = 15 x 106 Km), ou seja, n = 1  A 4,5 bi de anos a Terra era um planeta frio e gelado que se formou pela acreção de vários planetésimos. A Terra era um amontoado de rochas, todas iguais, com 12.000 km de diâmetro. Como aconteceu com o Sol, aconteceu com a Terra, mas em menor proporção, ou seja, a temperatura não chegou nem perto de 10 7 K.  As rochas centrais começaram a se aquecer, essas rochas eram formadas por vários elementos, urânio, tório, ferro, cálcio, magnésio, enfim, todos os elementos que existem hoje já existiam, e alguns deles são radioativos e, ao emitirem radiação, essa interagia com a rocha do lado e gerava calor. Quando o planetésimo é pequeno o calor se dissipa para a atmosfera, quando o planetésimo é grande o calor vai se concentrando até começar a derreter as rochas que estavam em volta. Como essas rochas eram formadas por vários elementos químicos ocorreu um fracionamento em função da densidade desses elementos. Os elementos químicos mais pesados ficaram no centro e os mais leves ficaram do lado externo. Alguns milhões de anos depois esse material que era homogêneo começou a ficar estratificado, dividindo-se em crosta, manto e núcleo. Possuindo um diâmetro de 6.000 km, a Terra tinha (tem) cerca de 2.900 km de núcleo, 3.000 km de manto e 100 km de crosta. Elementos mais leves em cima e mais pesados embaixo.  A Lua foi um planetésimo que se chocou com a Terra quando essa diferenciação estava começando, e “pegou” um pedaço da crosta e do manto de

Terra. Na crosta também ocorreu uma diferenciação e os elementos mais leves, representados por silício e alumínio (Sial = continentes) ficaram por cimas dos elementos mais pesados representados por silício e magnésio (Sima = “oceanos”

rochas da crosta de maior densidade). Esse fracionamento (do Sial e do Sima) ocorreu antes da solidificação do material ficando, então, muito Sima com algumas protuberâncias de Sial. A crosta era sólida e o manto era fluído e quente e devido à crosta, o manto não conseguia dispersar o seu calor, começou a ocorrer no manto correntes de convecção, o calor da parte de baixo do m anto forçou o mesmo a subir, chegando em cima ele desprendeu um pouco de calor e esfriou, voltando novamente para baixo (começando a circular). Como a crosta era muito fina e 7

devido a energia do movimento de convecção do manto a crosta começou a se rachar (fraturar) e consequentemente a se movimentar carregada pelo manto, afastando-se em alguns pontos e colidindo em outros. Nos movimentos de colisão parte da crosta mergulhou e se aproximou do manto, ao aproximar do manto essa crosta derreteu-se, nessa parte derretida da crosta ocorre um novo fracionamento com os elementos mais pesados ficando embaixo e os mais leves subindo e originando processos de vulcanismo que foram responsáveis pela diferenciação do Sial (composição semelhante ao granito = protocontinentes) e do Sima (composição semelhante ao basalto). Têm- se, portanto, a crosta formada por placas de “ilhas de granito (Sial)” sob um “oceano de basalto (Sima)”. A movimentação das placas (que

contém blocos de granito em cima de basalto) vai fazer com que essas ilhas graníticas (= protocontinentes) se choquem e, a medida que elas vão coalescendo (aumentam seu tamanho) originam os continentes através de um mecanismo chamado tectônica de placas. Hoje 30% da Terra é granito e a tendência é que o granito aumente mais, até que a crosta esteja inteiramente coberta por uma camada granítica.

2.2 Características do globo terrestre  A Terra tem forma quase esférica, sendo na verdade um elipsóide de revolução (mais achatada nos pólos). O seu raio médio é de 6370 km (Figura 1). O relevo da superfície terrestre mostra um desnível máximo da ordem de 20 km (maior altitude: Monte Everest - 8850 m, e maior depressão: fossa das Filipinas  – 11510 m). Considerando-se que os continentes têm uma altitude média de 800 m e os mares uma profundidade média de 3800 m, o desnível médio na crosta terrestre é de apenas 4,6 km, o que é insignificante em termos do raio terrestre.

Composição química

 A densidade média do nosso planeta é de 5.53, sendo que as rochas que ocorrem com maior frequência, próximo à sua superfície apresentam densidades em torno de 2.7, o que indica que a sua densidade varia em profundidade. Isso mostra que a composição química do globo terrestre não é homogênea, concentrando-se os elementos mais pesados no seu interior. Os elementos mais abundantes no globo 8

terrestre são (% em peso): Fe - 36.9; 0 - 29.3; Si - 14.9; Mg - 6.7; Al - 3.0; Ca - 3.0;

Ni - 2.9

Figura 2. Zoneamento interno do Globo Terrestre (SBPC, 2000. Ciência Hoje na Escola, vol. 10: Geologia)

Estrutura

 A distribuição heterogênea de elementos no planeta (evidenciada pela variação da densidade) mostra que o globo terrestre não é homogêneo física e quimicamente. As informações hoje existentes sobre o seu zoneamento interno foram obtidas através da sismologia e da meteorítica, estudo de meteoritos (meteoritos são corpos celestes que atingem a Terra esporadicamente).  A sismologia consiste no estudo de terremotos, particularmente do estudo das ondas elásticas produzidas por um terremoto, que se propagam na Terra em todas as direções. Dentre os diversos tipos de ondas sísmicas, interessam ao

estudo do interior da Terra, as ondas P e as ondas S.  As ondas P são ondas longitudinais do tipo das ondas sonoras que se propagam através de compressões e distensões do meio material. Sua velocidade cresce com o aumento da densidade e diminui bruscamente ao passar para um meio líquido. As ondas S são ondas transversais cuja velocidade aumenta com a 9

densidade do meio não se propagando em meios líquidos. Através do estudo do comportamento dessas ondas, observou-se que: - A velocidade das ondas P aumenta gradualmente até + 35 km de profundidade, a partir de onde aumenta rapidamente até atingir 2870 km de profundidade, quando então sofre uma brusca diminuição e mantém-se mais ou menos constante. - A velocidade das ondas S se comporta de forma análoga às ondas P, desaparecendo entretanto a 2870 km de profundidade e reaparecendo a 5100 kmde profundidade.Tais variações mostram que há diferenças na composição do material atravessado pelas ondas, daí sendo inferidas zonas distintas no interior do Globo.  A meteorítica fornece informações sobre as geosferas internas da Terra, considerando que os meteoritos sejam pedaços de planetas que iniciaram a sua evolução à mesma época da Terra, mas não a completaram, tendo se desintegrado. Em termos de composição química são reconhecidos os meteoritos metálicos (sideritos e siderólitos), compostos por Fe (~92%) e Ni (~8%), e os meteoritos rochosos (condritos e acondritos), de composição muito similar às rochas terrestres básicas e ultrabásicas. Os primeiros correspondem a 1/3 e os últimos a 2/3 dos meteoritos encontrados na Terra, sugerindo que o núcleo desse proto-planeta era menor que o seu manto, o que é também observado na Terra.  As camadas do globo terrestre são denominadas crosta, manto e núcleo. Núcleo: é a porção mais interna do globo terrestre, sendo composto por uma parte interna sólida e uma parte externa líquida. A sua densidade inferida é de 10.7, sendo composto de Fe (90.5%), Ni (8.5%) e Co (0.6%). Manto: é a mais espessa das zonas internas do planeta, sendo ovavelmente constituído de silicatos magnesianos ou sulfetos e óxidos. A sua densidade média é de 4.5. O manto está separado do núcleo pela descontinuidade de WiechertGutemberg e da crosta pela descontinuidade de Mohorovicic (Figura 2). Crosta: é a zona mais externa do globo, apresentando uma espessura média de 35 km. A sua densidade média é 2.76 e sua composição química básica é (% em peso): O - 45.2;

Si - 27.2; Al - 8.0; Fe - 5.8; Ca - 5.1; Mg - 2.8; Na - 2.3; K - 1.7.  Atualmente são também utilizados os termos Litosfera, Astenosfera e

Mesosfera, onde a primeira é rígida e consiste da crosta e uma porção do manto 10

superior variando de 50 a 150 km, a segunda é plástica e compreende a parte do manto superior abaixo da litosfera, se situando entre 50 e 250 km de profundidade, e a última é rígida (pela maior pressão a despeito da temperatura) e compreende o manto inferior. Há controvérsia sobre a natureza física da astenosfera. Para alguns o material é sólido, mas se comporta como líquido no decorrer do tempo geológico; para outros é um fluído de características não determinadas. Admite-se, entretanto,

Figura 3. Corte esquemático da crosta, mostrando a diferença de espessura entre crosta oceânica e continental (Leinz et al., 1975. Geologia Física, Geologia Histórica, pág. 5).

Temperatura

 A temperatura da Terra aumenta com a profundidade. Denomina-se Grau

Geotérmico, a profundidade em metros, necessária para aumentar a temperatura em 1o C. O Grau Geotérmico é variável de região para região, sendo que o valor de 30 m é tomado como valor médio mundial.

2.3 Eras geológicas Da mesma maneira que o historiador faz a reconstituição da história do homem, a geologia histórica, que é um ramo da ciência geológica, faz a reconstituição da história da Terra (Tabela 1). Para o historiador fazer a reconstituição da história do 11

homem, ele se baseia nas fontes históricas. Por exemplo, os objetos, os documentos e ruínas de aldeias e cidades são fontes históricas. Através do estudo desses materiais ou elementos, o historiador faz a reconstituição da história do homem. Para o geólogo realizar a reconstituição da história da Terra, ele se baseia nos estudos das rochas e dos fósseis. O estudo das rochas possibilitou ao geólogo conhecer: 

a antiguidade da Terra, calculada através do estudo das rochas radioativas, como por exemplo o urânio;



os climas de épocas passadas, existentes em várias partes da Terra;



os terremotos e vulcanismos do passado;



as distribuições dos continentes e oceanos à superfície da Terra e suas variações através do tempo geológico.

O estudo dos fósseis, isto é, dos restos ou vestígios de seres orgânicos (vegetais ou animais) que deixaram suas marcas nas rochas sedimentares da crosta terrestre, permite ao estudioso saber também várias coisas do passado da Terra. Por exemplo, as espécies animais e vegetais que existiram em épocas passadas e as variações do clima, pois cada animal ou vegetal apresenta um tipo de estrutura para cada tipo de clima. Baseados nesses elementos, rochas e fósseis, os geólogos admitem que a Terra se formou há cerca de 5 bilhões de anos. Da mesma maneira que podemos dividir a nossa vida em etapas (infância, juventude, maturidade e velhice), a existência da Terra também pode ser dividida em vários momentos. A cada um dos momentos ou divisões da história da Terra os estudiosos deram o nome de era geológica.

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Tabela 1. Divisão do tempo geológico do Planeta Terra. Éon

Era

Período

Época

  o   n   a   e   u   q   r    A

  o   n   a    i   r    b   m   a   o   c    i    C   -    ó    é   r   z   o    P   r   e    t   o   r    P

 

1000-1600 540-1000

  o   e    N

  a   c    i    ó   z   o   e    l   a    P

  o   n   o   a    i   c    i   r    ó    b   z   m   o   a   r   e   c   -   n   s   a    ó    F    P

1600-2500

  o   e    l   a    P   s   e   o    M

  a   c    i    ó   z   o   z   e    M

Cambriano Ordovician o Siluriano Devoniano Carbonífero Permiano

500-540 435-500

Triássico

203-250

Jurássico

135-203

Cretáceo

65-135

Paleógeno

  a   c    i    ó   z   o   n   e    C

Anos (milhões) > 2500

Neógeno

410-435 355-410 295-355 250-295

Paleoce no Eoceno Oligoce no Mioceno Plioceno

Quaternário Pleistoc eno Holocen o

53-65 34-53 24-34 5-24 1,75-5 0,01-1,75

Principais acontecimentos Formação da terra; consolidação da crosta terrestre e formação do embasamento cristalino dos primeiros continentes; surgimento da vida na forma de bactérias procariontes. Bactérias eucariontes, e algas unicelulares com início da fotossíntese; deposição de minérios de ferro; supercontinente Gondwana; Rochas metamórficas e sedimentares mais antigas; Oceanos invadem grande parte do Brasil, inclusive o vale do São Francisco, Formação das Serras das vertentes, Canastra, espinhaço e Geral. Enorme

diversificação

da

vida

multicelular, chamada de “explosão Cambriana” em invertebrados, peixes

(Siluriano) e amfíbios (Carbonífero), pteridófitas (samambaias, p.e.) colonizam a terra a partir do Devoniano; insetos aparecem no Carbonífero e no permiano surgem os primeiros répteis. Gimnospermas (pinheiros, p.e.) substituem pteridófitas como plantas mais abundantes; répteis, especialmente dinossauros, dominam a Terra; pássaros surgem no Jurássico; supercontinente Gondwana quebra-se; derramamentos basálticos na Bacia do Paraná no fim, do Jurássico; clima semi-desértico e aplainamento de grande parte do Brasil; Expansão das dicotiledôneas no cretáceo; Extinção dos dinossauros abre caminho para os mamíferos, os quais surgem timidamente no Triássico. Mamíferos de grande porte dominam a Terra; Mastodontes no Brasil; monocotiledôneas; Latossolos começam a forma-se; Oscilações climáticas e ciclos erosivos esculpem o relevo; Serras da Mantiqueira e do Mar.

Hominídeos; Depósitos aluviais em várzeas e baixadas; glaciações; Expansão e retração do cerrado e das < 0,01 (< 10.000 florestas em função do clima; chegada do homem à América (fim do Pleistoceno: anos) Tecnologia; Agricultura (Holoceno).

13

Era Proterozóica Também chamada de Era Primitiva ou Era Pré-Cambriana. A mais antiga e mais vasta divisão do tempo geológico (gr. proteros = primeiro + zoé= vida). O seu início não é ainda definitivamente conhecido, ultrapassando, entretanto, a casa dos quatro bilhões de anos (estimativa baseada na radioatividade); o seu término deu-se aproximadamente há 500 milhões de anos. Designam-se comumente como précambrianos os terrenos formados durante essa era. Constituem-se de rochas metamórficas (gnaisses, xistos) intensamente dobradas e falhadas e rochas ígneas (granitos, etc.). A sua importância econômica é muito grande, porque nos terrenos dessa era estão as maiores reservas de ferro conhecidas, manganês, etc., sem mencionar-se ouro, cobre, níquel, prata, pedras preciosas, material de construção, etc. Distribuem-se os terrenos pré-cambrianos largamente pelo mundo, sendo as suas áreas maiores de ocorrência chamadas "escudos". Na Austrália constituem o Escudo Australiano; na África, o Escudo Etiópico; na Ásia, o Escudo Angárico; na Europa, o Escudo Báltico; e, na América do Sul formam dois escudos principais: o Escudo Guianense, ao norte do Rio Amazonas, e o Escudo Brasileiro, ao sul daquele rio. Fósseis de idade pré-cambriana são comparativamente raros: estruturas possivelmente originadas por algas (Collenia, etc.), moldes de medusas, etc. A ocorrência de rochas grafitosas em terrenos desta era sugere vida orgânica, enquanto os depósitos de ferro e de calcário são considerados por muitos autores como sendo resultantes da atividade de bactérias.

Era Paleozóica Também chamada de Era Primária. Divisão do tempo geológico seguinte à Era Proterozóica e a antecedente à Era Mesozóica. A sua duração foi de aproximadamente 380 milhões de anos. Embora a vida já se achasse presente na Era Proterozóica, é nos terrenos mais antigos da Era Paleozóica que os vestígios de organismos se mostram mais abundantes. Divide-se em seis períodos que, na ordem dos mais antigos para os mais modernos, são os seguintes: Cambriano, Ordoviciano, Siluriano, Devoniano, Carbonífero e Permiano. De acordo com os dados paleontológicos, no cambriano achavam-se presentes todos os grandes grupos de invertebrados. As formas ancestrais da fauna cambriana são desconhecidas ou porque o elevado metamorfismo e os dobramentos a que foram 14

sujeitas as rochas da Era Proterozóica as destruíram, ou porque a erosão apagou grande parte dessa documentação antes da deposição dos sedimentos cambrianos. Os animais do início da Era Paleozóica viveram dominantemente em ambiente marinho: graptólitos, trilobites, moluscos, briozoários, braquiópodes, equinodermos, corais, etc. Os peixes surgiram no Ordoviciano, nas águas doces. As plantas terrestres mais antigas conhecidas datam do Siluriano (Austrália). No Carbonífero e também no Permiano constituíram grandes florestas das quais se originaram carvões em várias partes do mundo. Daí a designação de Antracolítico dada em esses dois períodos conjuntamente. Especialmente curiosas foram as Pteridospermae, vulgarmente conhecidas como "fetos com sementes". Os insetos mais antigos datam do Devoniano. Os anfíbios surgiram no Devoniano e os répteis no Carbonífero. Angiospermas, aves e mamíferos apareceram mais tarde, na Era Mesozóica.  A paleogeografia da Era Paleozóica é a matéria de controvérsia. As similaridades demonstradas entre a geologia da parte meridional da América do Sul, África do Sul, Índia e Austrália- flora fóssil comum, designada flora de Glossopteris, vestígios de glaciação tipo inlandsis, aparentemente da mesma idade, levaria, segundo certos autores, à aceitação de um antigo continente, Continente de Gonduana, reunindo tais regiões, ou, segundo outros, à suposição de que elas estiveram diretamente unidas até o fim da Era Mesozóica (teoria de Wegener). Dois ciclos orogenéticos importantes ocorreram na Era Paleozóica: dobramentos coledonianos do Siluriano e dobramentos hercinianos do Carbonífero. Vários grupos de animais e de plantas foram privativos da Era Paleozóica: Psilophytales, vegetais que desapareceram no Devoniano; trilobites, euripterídeos, granptólitos, corais dos grupos tetracorais e tabulados; briozoários dos grupos Trepostomados e Criptostomados; foraminíferos da família dos Fusulinídeos; equinodermos dos grupos cistóides, blastóides e heterostelados; peixes dos grupos Ostracodermas e Placodermas.

Era Mesozóica Também chamada de Era Secundária. Penúltima das eras em que se divide a história da Terra. Conhecida como a Idade dos Répteis ou Idade dos Amonides, pela importância que esses dois grupos atingiram durante os 140 milhões de anos da sua duração. O nome vem do grego mesos que significa meio, e zoé que indica vida, isto 15

é, vida intermediária. Dos répteis mesozóicos os dinossauros são os mais conhecidos. Atingiram tamanhos gigantescos e se extinguiram no fim da Era Mesozóica. Alguns répteis adaptaram-se ao e outros à vida aquática. Nos mares, proliferaram cefalópodes do grupo dos Amonites, que igualmente se extinguiram no ocaso desta era. Surgiram os peixes teleósteos, as primeiras aves (criaturas exóticas dotadas, no início, de dentes e de cauda), os primeiros mamíferos, as primeiras plantas do grupo dos angiospermas. A Era Mesozóica recebeu também o nome de Idade das Cicadófitas, graças à importância que tal grupo de vegetais alcançou

nesta

era.

Divide-se em três períodos, do mais antigo para o mais moderno: Triásico, Jurássico e Cretáceo. Movimentos orogenéticos importantes afetaram durante a Era Mesozóica a região andina e a região das Montanhas Rochosas. Mas as presentes cadeias são devidas

inteiramente

a

movimentos

subseqüentes.

No Brasil, os terrenos mesozóicos cobrem vastas áreas do interior do país, ocorrendo ainda na orla marítima no nordeste. No sul, no início da Era Mesozóica, o clima foi árido, originando-se vasto deserto com deposição abundante de áreas eólicas. Tal deposição foi entremeada de intenso vulcanismo, responsável por derrames de lava de grande extensão. Seguiu-se a deposição no Período Cretáceo, de areias que mais tarde foram consolidadas por cimento calcário e que encerraram restos de dinossauros e de outros répteis. Nos terrenos cretáceos do nordeste, boa parte dos quais marinhos, ocorrem importantes jazidas de calcário, fosforita e petróleo.

Era Cenozóica O princípio da Era Cenozóica marca a abertura do capítulo mais recente da história da Terra. O nome desta era provém de duas palavras gregas que significavam vida recente. Durante a Era Cenozóica, que principiou há cerca de 60 milhões de anos, a face da Terra assumiu sua forma atual. A vida animal transformou-se lentamente no que hoje se conhece, porque nela se desenvolveu o ser humano. A Era Cenozóica divide-se em dois períodos principais, dos quais os mais antigo, denominado Período Terciário, subdivide-se em cinco épocas: Paleoceno, Eoceno, Oligoceno, Mioceno e Plioceno. O Período Quaternário, 16

sucedente, subdivide-se em Pleistoceno e Holoceno ou Atual. Durante todo o Período Terciário houve muita atividade vulcânica e formaram-se os grandes maciços montanhosos do mundo, como os Andes, os Alpes e o Himalaia. Com efeito a Era Cenozóica foi marcada pelo aparecimento de 28 ordens de mamíferos, 16 das quais ainda vivem. No paleoceno e no Eoceno viveram mamíferos de tipo arcaico que no fim do Eoceno e no Oligoceno foram substituídos, exceto na América do Sul, pelos ancestrais dos mamíferos modernos. No decorrer de milhões e milhões de anos deu-se a modernização das faunas que culminou na produção de mamíferos adiantados, especializados, do mundo moderno. Os processos que conduziram à elaboração das faunas modernas datam do Pleistoceno e do pós-Pleistoceno. Distingue-se a fauna atual da fauna do Pleistoceno, principalmente pelo empobrecimento, advindo da extinção de várias formas.  A América do Sul achava-se unida à América do Norte no início da Era Cenozóica; tal união manteve-se interrompida durante grande parte dessa era, voltando a ser restabelecida no fim do Terciário. Isso explica certas peculiaridades faunísticas do nosso continente. Por outro lado, a América do Norte manteve ligação com a Ásia através da região de Bering (hoje interrompida pelo Estreito de Bering) durante grande parte da Era Cenozóica, o que explica o porquê da homogeneidade faunística da América do Norte, Ásia Setentrional e Europa. As peculiaridades faunística da Austrália, por sua vez, são devidas ao isolamento que manteve desde o Cretáceo em relação à Ásia.  A forma ancestral do cavalo data do Eoceno e recebeu o nome de Eohippus; viveu no hemisfério norte. O Equus, isto é, cavalo propriamente dito, surgiu na  América do Norte bem mais tarde, donde migrou para a Ásia, no Pleistoceno. No Pleistoceno, também chamado época Glacial ou Idade do Gelo, ocorreu uma vasta glaciação no hemisfério norte. Glaciação de muito menores proporções deu-se também no hemisfério sul. Datam do Pleistoceno os mais antigos restos do homem (cerca de 450.000 anos). Acredita-se que o mais antigo deles seja o Homo heidelbergensis. Há controvérsia sobre a idade do Homo sapiens; segundo alguns autores o seu aparecimento deu-se há cerca de 250.000 anos, isto é, antes mesmo do Homo neanderthtalensis. No Pleistoceno inferior vivem hominídeos vários:  Australopithecus, da África do Sul; Pithecanthropus erectus  ou homem de Java; Sinanthropus pekinensis ou homem de Pequim. Inúmeras localidades brasileiras 17

forneceram ossadas de mamíferos pleistocênicos. Os achados mais famosos são os das grutas de Minas Gerais, pacientemente pesquisados por Peter Lund no século passado. Outra localidade curiosa é a de Águas do Araxá, também em Minas Gerais, onde parte do material obtido acha-se exposta. Aí foram descobertos cerca de 30 indivíduos de mastodontes fósseis (Haplomastodonwaringi). Megatérios, gliptodontes, tigres dentes-de-sabre (Smilodon) e toxodontes figuram entre os mamíferos pleistocênos mais comuns. A ligação entre as duas Américas no Pleistoceno trouxe como conseqüência uma imigração de carnívoros que não existiam por aqui, os chamados tigres dente-de-sabre. A antigüidade do homem no Brasil é matéria de controvérsia. Não foi ainda cabalmente provada a Idade Pleistoceno do homem da Lagoa Santa cujos ossos aparecem nas mesmas grutas em que ocorrem animais extintos.

2.4 Datação absoluta  A atribuição de idade aos eventos geológicos ocorridos ao longo da história da Terra constitui a cronologia geológica. Esta tanto pode ser relativa, como absoluta. A cronologia relativa é bastante utilizada em trabalhos de estratigrafia e se baseia em princípios simples que serão discutidos no capítulo 12. A cronologia absoluta (datação absoluta) se fundamenta principalmente nos métodos radiométricos desenvolvidos no século XX. Tais métodos se baseiam na desintegração radioativa espontânea para um estado de menor energia que ocorre com átomos de elementos radioativos. Como a desintegração radioativa envolve apenas o núcleo de um átomo  pai , a taxa é independente da pressão e da temperatura. Existem elementos que se desintegram em frações de segundo, enquanto outros levam milhares de anos para se transformar, estes últimos interessando particularmente à Geologia. Quando um átomo radioativo  pai se desintegra, ele se transforma em um outro tipo de átomo, denominado filho. Assim, os métodos de datação radiométrica são baseados na acumulação de filhos atômicos produzidos por um  pai radioativo. Quando se formou a rocha ou grão mineral contendo o nuclídeo radioativo, não existia qualquer filho radiogênico.

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 A razão filho/pai era zero e a idade indicada era zero. Com o tempo, a desintegração progressiva de átomos  pais (radioativos), produziu átomos filhos (radiogênicos) no mineral. Conhecendo-se a constante de desintegração do  pai radioativo, necessita-se apenas medir a proporção de filhos e  pais no sistema de modo a se calcular o tempo, em anos antes do presente, gasto na transmutação de um elemento em outro.  A taxa de desintegração ou meia-vida é constante e define-se como sendo o tempo necessário para que metade da quantidade inicial do elemento radioativo  pai tenha se transformado no elemento filho. Os diferentes elementos dão origem a diversos métodos, que comumente são utilizados em pares, para aferição. Os radionuclídeos mais usados são encontrados na tabela 2 abaixo.

Tabela 2. Meia vida de alguns elementos químicos em anos. Isótopo -pai

Isótopo-filho

Meia-vida

Potássio-40

Argônio -40

1,39 x 10

Rubídio-87

Estrôncio-87

40,80 x 10

Urânio-235

Chumbo-206

0,71 x 10 9

Urânio-238

Chumbo-206

4,51x 10

Tório-232

Chumbo -208

13,90 x 10 9

Samário- 147

Neodímio- 143

106,00 x 10

 A idade do material pode ser calculada pela expressão t = (1/λ). ln [1 + (F/N)], onde: t = idade do objeto em anos λ = constante de desintegração do elemento pai

F = número de átomos do elemento  –filho na amostra (hoje) N = número de átomos do elemento  – pai na amostra (hoje)

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3 DINÂMICA INTERNA DA TERRA  Ao longo dos anos, novos métodos de estudo de como as forças internas e externas moldam a Terra, tem gerado abundantes novas informações e excitantes questões. Nas três últimas décadas do século XX, geólogos desenvolveram uma nova teoria unificadora que relaciona os processos dinâmicos da Terra aos movimentos de grandes placas que constituem a capa externa do planeta, teoria esta chamada de Tectônica de Placas. Esta teoria oferece um modelo abrangente para explicar como a Terra funciona.

3.1 Evolução dos conceitos  A similaridade de contornos entre África e América do Sul já era há muito observada, até que Alfred Wegener, metereologista alemão, se dispôs a buscar outras evidências que mostrassem a antiga união continental, publicando em 1915 o trabalho intitulado “A Origem dos Continentes e Oceanos”. Neste trabalho, Wegener advogava a Deriva Continental

baseada em evidências estruturais (cadeias

montanhosas) e paleontológicas (fauna e flora similares em locais distantes). Inicialmente esta ideia, que revolucionava os conceitos geológicos, foi pouco aceita, até que a intensa exploração do fundo oceânico, a partir da 2a Guerra Mundial, trouxe novas descobertas. Constatou-se a existência de uma cadeia Inicialmente esta ideia, que revolucionava os conceitos geológicos, foi pouco aceita, até que a intensa exploração do fundo oceânico, a partir da 2ª Guerra Mundial, trouxe novas descobertas. Constatou-se a existência de uma cadeia montanhosa de 73000 km de extensão ao longo do Oceano Atlântico (sentido N-S), com altitudes de até 3000 m e um vale central. Na amostragem dessas montanhas foram obtidas rochas com idades inferiores a 150 milhões de anos, quando acreditava-se que ali se encontrariam as rochas mais antigas da Terra. Daí surgiu a ideia de que o vale central do Atlântico pudesse ser uma imensa fenda de onde surgia rocha em fusão, formando e expandindo o assoalho oceânico. Com o estudo das propriedades magnéticas das rochas (paleomagnetismo) constatou-se que os basaltos do assoalho oceânico mostram um padrão de magnetização em bandas, revelador das  já conhecidas inversões ocorridas com o campo magnético terrestre, padrão este que é simétrico em relação à cadeia meso-oceânica.

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 Além disso, com o aperfeiçoamento dos métodos radiométricos, ao final dos anos 60, pôde-se constatar que o fundo oceânico é tanto mais velho quanto mais afastado estiver da cadeia meso-oceânica, confirmando dessa forma a ideia da

Expansão do Assoalho Oceânico. Estas observações e as teorias a elas associadas  –da Deriva Continental e da Expansão do Assoalho Oceânico- forneceram o arcabouço para a elaboração da Teoria da Tectônica de Placas. Esta teoria considera a Litosfera como sendo composta por vários pedaços, que se encontram em movimento. Estes pedaços são denominados Placas Tectônicas. Atualmente consistem de 7 grandes placas e outras tantas menores (Figura 2.4). Elas se comportam como blocos rígidos que se movem por correntes de convecção existentes na astenosfera. As placas se movimentam de 3 a 11 cm por ano em diferentes direções e apresentam tipos de contatos distintos. Os contatos entre placas tectônicas são áreas extremamente instáveis da litosfera, aí se concentrando episódios vulcânicos e terremotos. Os diferentes tipos de contatos entre placas tectônicas são resultantes de esforços distintos e são descritos a seguir (Figura 2.5):

- Zonas de subducção: zonas onde uma placa mergulha sob outra, resultando em esforços compressivos, formando assim tanto fossas oceânicas, como a fossa das Filipinas, como cadeias de montanhas, tais como a Cordilheira dos Andes; - Zonas de expansão: zonas onde há formação e expansão da litosfera, caracterizadas por esforços de tensão, formando as cadeias meso-oceânicas, como a cadeia meso Atlântica, e mesmo áreas continentais como a área do Golfo da Califórnia. - Zonas de falhas transformantes: zonas onde forças atuando em planos distintos, e em sentidos contrários, causam deslocamento relativo entre os blocos adjacentes. Este é o caso da Falha de Santo André, na costa oeste da América do Norte.

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Figura 3. Principais placas tectônicas que formam a crosta terrestre (SBPC, 2000. Ciência Hoje na Escola, vol. 10: Geologia, pág. 20).  As placas tectônicas apresentam três possíveis movimentos: movimentos convergentes, quando duas placas se movimentam uma em direção a outra. Neste caso ambas as podem ser do mesmo tipo ou de tipos diferentes conforme ilustra a Figura 2.5. Este tipo de movimento explica em parte a formação de cadeias de montanhas com as do Himalaia e a cordilheira dos Andes na América do Sul.

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Crosta continental

Crosta continental

Figura 4. Limites convergentes entre placas tectônicas. Fonte: Teixeira et al. (2004). Extraído do Livro "Decifrando a Terra". Quando uma placa se afasta da outra, os limites são chamados de divergentes (Figura 2.6). Esse tipo de movimento explica a formação do Oceano  Atlântico à cerca de 140 milhões de anos. Quando as placas apenas deslizam lateralmente uma na outra, os limites são denominados conservativos. Neste tipo de movimento, pode ocorrer a formação de vulcões e terremotos.

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Figura 5. Limites divergentes entre placas tectônicas. Fonte: Teixeira et al. (2004). Extraído do Livro "Decifrando a Terra".

Figura 6. Correntes de convecção de explicam o movimento das placas tectônicas. Fonte: Teixeira et al. (2004). Extraído do Livro "Decifrando a Terra".

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Estimativas da velocidade das placas tectônicas associadas à outras evidências como fósseis, contorno dos continentes e marcas deixadas pelo movimento de geleiras apontam que os continentes se juntam e se separam a cada 250 milhões de anos. Assim como ilustra a figura 1.7

a cerca de 160 milhões de anos os

continentes de nosso planeta estavam unidos num super continente denominado de Pangea

Figura 7.  O super continente PANGEA. Fonte: Teixeira et al. (2004). Extraído do Livro "Decifrando a Terra".

UNIDADE II- MINERAIS E ROCHAS 1. MINERAIS 1.1 Definição "Minerais são substâncias sólidas homogêneas, inorgânicas com composição química e estrutura cristalina bem definida (EX. Halita, Silvita)". Contudo, sobre este conceito há de se considerar as exceções como o mercúrio que é um mineral líquido, assim como alguns minerais isomorfos que não tem composição química definida. Deste conceito excluem-se substâncias como petróleo, carvão mineral, conchas, etc. que, geralmente são referidos como minerais, por não fazem parte do reino animal ou vegetal, entretanto, não se enquadram na definição acima. Da mesma forma não faz sentido o termo mineral sintético.

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1.2 Conceitos relacionados a) Minério: Substâncias (minerais ou não) que podem ser exploradas comercialmente (ex.: petróleo, ferro, carvão mineral, ouro, bauxita).

b) Mineralóide: Substâncias inorgânicas que não apresentam estrutura cristalina (carvão, vidro vulcânico, betume, recifes de corais, pérola). Em sentido amplo, os mineralóides pertencem ao reino mineral, mas não são recursos minerais

1.3 Importância Os minerais estão presente em diversos setores dia indústria, agricultura e no ambiente. Muitos minerais como a calcita (CaCO 3), a gipsita (CaSO4.2H2O) a silvita (KCl), a apatita (fosfatos de cálcio) e diversos outros são matéria prima para a produção de diversos fertilizantes empregados para garantir a produção agrícola.  Além disso, minerais como bauxita (Al 2O3) e hilmenita (TiO 4) são empregados pela indústria para a produção de diversas matérias primas. No ambiente, os minerais exercem funções muito importantes como o fornecimento de nutrientes às plantas quando de decompõem e ao mesmo tempo, são responsáveis pela retenção de nutrientes liberados por matéria orgânica, fertilizantes e outros minerais. Esses minerais são conhecidos como minerais secundários, e devido sua importância na Gênese do Solo, serão abordados em um tópico a parte, desta apostila

1.4 Sistemas cristalinos O que determina a estrutura cristalina dos minerais é a presença da célula unitária. Célula unitária é a unidade fundamental que forma o sistema cristalino do mineral como ilustra a figura abaixo. Assim, inicialmente as moléculas formam a célula unitária pela repetição ordenada destas moléculas seguindo determinado padrão. As células unitárias formam os sistemas cristalinos ou cristais (Figura 2.2) para então formar o mineral visível ao olho nú.

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Sistema cristalino

 Visível Microscópio eletrônico

 Visível a olho nú

Figura 1. Célula unitária e sistema cristalino.

Figura 2. Principais sistemas cristalinos dos minerais 1.5 Origem dos minerais a) Cristalização do magma  A partir de um pequeno núcleo („semente‟) que vai aglutinando materiais em

sua volta, durante o resfriamento do magma. Quanto mais profundo for o resfriamento do magma, ou seja, quanto mais abaixo da crosta terrestre maior será o mineral formado. Vários minerais são formados por esse processo a exemplo do quartzo e ortoclásio.

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b) Condensação de materiais Materiais na forma gasosa se condensam e se solidificam (Exs.: nebulosas formando rochas, enxofre elementar formado nas fumarolas dos vulcões).

c) Precipitação Formados pela Precipitação de substâncias em soluções aquosas a exemplo do sulfato de cálcio e do carbonato de cálcio. A precipitação de alguns minerais são mostrados abaixo. A precipitação ocorre quando a concentração de uma substância ultrapassa de coeficiente de solubilidade. Ca2+ + SO42- + H2O ↔ CaSO4 . 2H2O (gipsita) Ca2+ + CO32- ↔CaCO3 (calcita) NaCl ↔ Na+ + Cl- (halita)

d) Transformação de minerais Minerais já existentes podem sofrer alta pressão e temperatura e se modificarem em outros minerais. Esse processo geralmente ocorre em minerais constituintes de rochas metamórficas como o mineral granada.

1.6 Características físicas dos minerais a) Relação massa/volume Indica quantas vezes o mineral é mais pesado que a água. Essa propriedade é muito útil na identificação de minerais quando estes apresentam muito similar, mas com distintas relações massa/volume, como ilustra a tabela abaixo.

Tabela 1. Densidade de alguns minerais comuns na crosta terrestre. Mineral

Densidade relativa (g/cm 3)

Pirita

5,0 - 5,2

Magnetita

5,20

Hematita Diamante Turmalina  Apatita Berilo Calcita Talco Ortoclásio Gipsita

4,95 - 5,12 3,47 - 3,55 3,02 - 3,26 3,17 - 3,23 2,65 - 2,75 2,71 2,60 - 2,80 2,56 - 2,60 2,30

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b) Clivagem É a propriedade que alguns minerais apresentam de se partir segundo superfícies planas e paralelas, relacionadas à sua estrutura cristalina (normalmente planos de fraqueza na estrutura). Pode ocorrer segundo uma ou várias direções e gerar superfícies de qualidade variável (mais, ou menos lisas). Destacam-se a clivagem excelente em uma direção da muscovita (mica branca), a clivagem perfeita em três direções não ortogonais da calcita, a clivagem boa em duas direções e má em uma direção dos feldspatos

Figura 3. Clivagem da mica muscovita

Figura 4. Planos de clivagem em minerais. c) Fratura Forma com que o mineral se quebra, com direção de quebra diferente da direção da clivagem. O mineral quebra-se sem obedecer planos pré-estabelecidos. O quartzo apresenta fratura conchoidal. 29

d) Cor e brilho Estas duas propriedades estão relacionadas à absorção e/ou reflexão da luz pelos minerais. A cor resulta da absorção seletiva de comprimentos de onda da luz branca pelos minerais. Normalmente a cor é variável para uma mesma espécie mineral, sendo entretanto uniforme e diagnóstica para alguns minerais (pex. sodalita: azul). A cor variável, em alguns casos, dá origem a variedades do mineral, tais como as variedades azul (safira) e vermelha (rubi) do coríndon. O brilho está relacionado com a quantidade de luz que o mineral reflete. O brilho é determinado de forma descritiva, caracterizando-se dois grupos principais: os minerais que apresentam brilho de metal (brilho metálico), e aqueles que não o apresentam (brilho não metálico). Neste segundo grupo, que engloba a maior parte dos minerais, o brilho é descrito por analogia a substâncias comuns: vítreo (do vidro), adamantino (do diamante), resinoso, sedoso, gorduroso ou graxo, nacarado (da pérola), ceroso, terroso, etc.

d) Traço É a cor do mineral reduzido a pó. É muito característico em algumas espécies minerais, como é o caso dos óxidos hematita (avermelhado), goethita (amarelado) e magnetita (preto). O traço é determinado utilizando-se a parte fosca de uma placa de porcelana branca, sobre a qual fricciona-se o mineral e observa-se a cor do pó (o traço). Considerando-se que a porcelana tem dureza 6, não se determinam os traços de minerais com dureza ≥ 6. A hematita (Figura 2.2) por exemplo

Figura 5. Traço vermelho da hematita.

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f) Magnetismo  Alguns minerais apresentam atração pelo imã tais como a magnetita, pirrotita, e manganês quando aquecido. Esta característica resulta da configuração eletrônica dos átomos de alguns elementos como o ferro presente em minerais como a magnetita que desenvolve a capacidade de atração por alguns metais.

g) Forma (hábito) e agregado É a configuração externa do mineral (forma) ou do conjunto de indivíduos da mesma espécie mineral (agregado). A forma de um mineral é função de sua estrutura cristalina. Alguns minerais apresentam formas e agregados muito característicos tais como as micas (lâminas), a pirita (cubos), os asbestos (forma capilar, agregado fibroso), etc. Para que um mineral desenvolva faces, são necessárias algumas condições, como por exemplo, tempo e espaço para crescer. Isso explica porque os minerais nas rochas normalmente apresentem formas irregulares e raras faces planas.

i) Dureza É a resistência do mineral ao risco. A tabela abaixo mostra a dureza de alguns minerais de referência para fins de comparação da dureza. A sequência é conhecida como escala de Mohs.

Tabela 2. Escala de Mohs e padrões secundários. Mineral talco gipsita calcita fluorita apatita ortoclásio quartzo topázio corídon diamante

Padrão 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

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Padrão secundário unha Alfinete Lâmina de aço Porcelana

1.7 Polimorfismo e isomorfismo Minerais polimorfos são aqueles que têm essencialmente a mesma composição química, mas estruturas cristalinas diferentes, o que se reflete nas suas propriedades físicas distintas. Por exemplo, grafita e diamante são polimorfos de carbono (C). Minerais isomorfos são aqueles que possuem estrutura cristalina semelhante, mas composição química diferente ou variável dentro de determinados limites. O isomorfismo tem como causa principal a substituição isomórfica, ou seja a substituição de átomos ou íons na estrutura cristalina do mineral. É um fenômeno que ocorre em muitos minerais, principalmente naqueles que formam as séries isomórficas ou séries de soluções sólidas como a série das olivinas, dos plagioclásios cálcio-sódicos, etc. Nesses casos há uma variação contínua e recíproca nas proporções de um par, ou mais de um par, de elementos da sua composição química. É também importante em alguns minerais como os feldspatos e os minerais de argila silicatadas, onde nos primeiros explicam a sua presença dentro do grupo dos tectossilicatos, e nos segundos explicam as suas cargas de superfície. As substituições mais comuns envolvendo elementos maiores, são Al 3+ por Si4+  em altas temperaturas, e Fe 2+  por Mg2+; Fe3+, Al3+ e Cr 3+  entre si, em qualquer temperatura. Este assunto será abordado com maiores detalhes em unidades posteriores.

1.8 Classificação dos minerais quanto a constituição química a) Elementos nativos:  são minerais formados por apenas um tipo de átomo a exemplo

ouro, cobre do mercúrio, do manganês e diversos outros elementos.

Particularmente são de grande importância na indústria ou às vezes como metal precioso com o ouro.

b) Carbonatos:  minerais de baixa dureza (3) (ex.: calcita, Dolomita, siderita). Produzem efervescência em contato com ácido, propriedade esta muito utilizada para separá-los de outros tipos de minerais. São importantes na formação de rochas sedimentares.

c) Fosfatos: São minerais que possuem um ânion PO 4. O mineral mais comum desse grupo é a apatita (fosfato de cálcio), que formam cristais hexagonais, sendo muito explorado como matéria-prima para a produção de adubos fosfatados. 32

d) Sulfatos: Apresentam SO4 como ânion fundamental. A barita (BaSO 4) é o mineral mais comum. Também é comum a gipsita (gesso), muito utilizado na agricultura como fonte de enxofre e de cálcio.

e) Sulfetos: Minerais compostos de metais e metalóides combinados com enxofre, bismuto, telúrio e outros. A pirita é um dos minerais mais conhecidos deste grupo.

f) Óxidos: minerais que apresentam constituição química do tipo X YOn (ex.: H2O, CuO, Fe2O3). A hematita, goethita e gibsita são minerais de solos muito importantes em termos de gênese do solo.

g) Silicatos: São minerais que apresentam silício na sua constituição. Como mostra a tabela abaixo, são os minerais com maior abundância na crosta terrestre (58% do volume de minerais), por isso a eles geralmente é dado muita ênfase em termos de classificação.

Tabela 3.  Proporção de minerais silicatados em relação aos demais tipos de minerais.

Classe de mineral

Espécie ou grupo mineral

Silicatados

feldspatos

58

Piroxênios e anfibólios

13

Quartzo

11

Micas, clorita, argilominarais

10

Olivina

3

Epídoto, cianita, andaluzita, silimanita, granadas, zeólitas, etc.

2

Carbonatos, Óxidos, Sulfetos, Halóides,..

% em volume

3

Total 100

1.8.1 Classificação dos minerais silicatados  A base da formação dos minerais silicatados é o tetraedro de silício como ilustra a figura abaixo. 33

De acordo com o arranjo de tetraedros, os minerais silicatados podem ser classificados como:

Nesossilicatos: neso = ilha (ex.: olivina), são formados por tetraedros isolados. Estes tetraedros isolados podem unir-se a outros tetraedros por meio de ligações eletrostáticas intermediadas por cátions como Fe, Ca, Mg, etc.

Sorossilicatos: São formados pela união de um par (soro = par) de tetraedros. Exemplo: Epídoto.

Ciclossilicatos:  Os minerais são formados pelo agrupamento de tetraedros que formando um ciclo, a exemplo da turmalina.

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Inossilicatos (ino = corrente) de cadeia simples e de cadeia dupla. Os inossilicatos de cadeia simples corresponde ao grupo dos piroxênios: Ex. augita.

Os inossilicatos de cadeia dupla corresponde ao grupo dos amfibólios: Ex: Hornblenda.

Tectossilicatos e

filossilicatos: os tetraedros se organizam em arranjos

tridimensionais, onde um tetraedro central encontra-se unido pelo ápice a outros quatro tetraedros. São exemplos de tectossilicatos os quartzos e os feldspatos.  Apesar dos feldspatos fazerem parte do grupo dos tectossilicatos, estes são menos resistentes do que os quartzos devido a substituição isomórfica que ocorre na estrutura dos mesmos.

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 As substituições mais comuns envolvendo elementos maiores, são Al 3+ por Si4+ em altas temperaturas, e Fe 2+  por Mg2+; Fe3+, Al3+ e Cr 3+  entre si, em qualquer temperatura.

Filossilicatos (filo = folha): Os minerais deste grupo se organizam em folhas ou camadas a exemplo das micas como muscovita e biotita. As lâminas são unidas umas as outras por meio de cátions.

K +

Mg+2

K +

Ca+2 Mg+2

Na tabela abaixo encontra-se os grupos de minerais silicatados com suas principais características e alguns exemplos. Nestes minerais é importante notar a relação Si:O, que é uma das propriedades que influenciam sobremaneira a resistência desses minerais.

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Tabela 4. Classificação de minerais silicatados e algumas características Classe nesossilicatos sorossilicatos

tomos de O compartilhados 0 1

Arranjo de tetraedros

Si:O

Exemplos

isolados duplos

1:4 1:3,5

Olivina (Mg, Fe) SiO4 Hemimorfita Zn4 (Si2O7)(OH)2H2O Turmalina NaMg3 Al6 (OH)4(BO3)3 Si6O18 Grupo dos piroxênios(Mg, Fe)2 Si2O6 Grupo dos amfibólios Ca2Mg5 (Si8O22)(OH)2 Grupo das micas KAl2 (AlSi3O10)(OH)2 Grupo dos feldspatos(KAlSi3O8) e quartzo (SiO2)

Ciclossilicatos

2

anéis

1:3

Inossilicatos simples Inossilicatos duplos Filossilicatos

2

Cadeia simples

1:3

2,3

Cadeia dupla

1:2,75

3

Folhas, lâminas

1:2,5

Tectossicatos

4

Estruturas tridimensionais

1:2

2 ROCHAS Conceito:  Rochas é uma assembleia de minerais, em que há sempre um mineral principal junto a minerais chamados assessórios.

2.1 Classificação das rochas quanto á origem O estudo das rochas é objetivo da PETROLOGIA e como existem três grandes grupos de rochas (ÍGNEAS, METAMÓRFICAS e SEDIMENTARES), estes grupos constituem a divisão natural da petrologia.  A origem das rochas existentes inicia com a solidificação da crosta, inicialmente originaram-se as rochas denominadas de ígneas ou magmáticas por serem originadas do magma. O desgaste destas rochas e o acúmulo de seus sedimentos originaram as rochas sedimentares. O resfriamento da crosta com dobras e fraturas, resultaram em pressões e temperaturas elevadíssimas, originado rochas com características próprias e denominadas de rochas metamórficas.  As rochas magmáticas, intrusivas e as extrusivas, se originam da consolidação do magma, são de origem primária e delas se derivam por vários processos as rochas sedimentares e metamórficas.

a) Rochas magmáticas, intrusivas ou plutônicas O magma pode se consolidar dentro da crosta terrestre, a vários quilômetros de profundidade, formando as rochas intrusivas, plutônicas ou abissais. Como o 37

resfriamento do magma ocorre lentamente possibilita a formação de cristais mais perfeitos (desenvolvidos) formando uma textura equigranular. São exemplos de rochas intrusivos: GRANITO: é a mais comum das rochas magmáticas, ocorre junto com as GNAISSES (metamórfica), no embasamento cristalino que forma os blocos continentais. A Serra da Mantiqueira, a Serra do Mar,... são exemplos de granito. Ocorre com várias cores: cinza claro a cinza bem escuro, amarelado, roxo ou vermelho. A variação de cor provém, em geral, da cor do FELDSPATO, que é o mineral mais frequente nos granitos. Compõe-se com predominância de ortoclásio, o quartzo é frequente e plagioclásio sódico é comum. Contém ainda biotita ou moscovita e anfibólio, mais comumente a HORNBLENDA e são rochas leucocráticas. Outros exemplos de rochas magmáticas plutônicas: sienito, diorito, gabro, peridotito e jacupiranguito.  As rochas plutônicas (intrusivas) podem ocorrer de maneiras muito diversas, formando corpos e tamanho variado e que apresentam relações variadas com as rochas encaixantes, dentro das quais elas se solidificaram. As dimensões dessas formações podem ser relativamente pequenas como os diques, sill e lacólito ou bastante grandes como os batólitos e lopólitos. As formas de ocorrência das rochas magmáticas intrusivas podem ser dos seguintes tipos: SILL: são corpos extensos, pouco espesso e de forma tabular quando visto em corte; LACÓLITO: o magma, é mais viscoso, formando massas intrusivas de forma lenticular, plano convexa; LAPÓLITO: tem a forma de uma bacia, de grandes dimensões e, ocorre sempre no fundo das dobras do tipo sinclinal; FACÓLITO: é um corpo intrusivo concordante, confinado nas cristas das dobras dos anticlinais ou no fundo dos sinclinais; DIQUE: é uma massa magmática que preenche uma fenda de uma rocha;NECK: são corpos cilíndricos, verticais que cortam as rochas pré-existentes. São condutos antigos de vulcões cuja parte superior foi erodida;

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BATÓLITO: são massas enormes de material magmático (granítico) que afloram numa extensão de pelo menos 100 Km 2. Denomina-se STOCK quando ocupar uma área inferior a 100 km 2; VEIOS: são massas produzidas pela injeção de magma em fraturas menores e menos regulares que os diques.

b) Rochas magmáticas extrusivas, vulcânicas ou efusivas São rochas em que o magma extravasa na superfície através da rachadura na crosta ou vulcões, passando rapidamente do estado líquido para o sólido, como não há tempo para a cristalização ocorre a formação da textura vítrea. Comumente ocorrem pequeníssimos cristais esparsos pela massa vítrea. São exemplos de rochas ígneas: basalto, diabásio, riólito, andesito, traquito, fonolito, obsidina e peridodito. BASALTO é a rocha efusiva mais comum. A sua textura é microcristalina, vítrea ou porfirítica. Pode ser às vezes altamente vesicular. Sua cor é geralmente preta, podendo ser cinza-escuro ou castanho, sendo sempre melanocrática. FENOCRISTAIS de plagioclásio cálcico e de piroxênios (às vezes olivinas) são comuns numa matriz AFANÍTICA. Nos basaltos vesiculares dá-se, muito freqüentemente, o preenchimento das vesículas, formando amígdalas, que podem constituir-se de ágata, quartzo, zeólitos, ou diversos outros minerais, que resultam dos últimos fluxos do magma recém consolidado que, escapando pela rocha, formam-se nos seus espaços vazios. Belos cristais de quartzo ametista são explorados no Rio Grande do Sul e outros estados do Brasil e vendidas em  joalherias, casas comerciais e ao longo de rodovias.  As rochas ígneas podem ocorrer na forma de lavas, de material piroclástico e de gases vulcânicos. As lavas são massas magmáticas, em estado parcial ou total de fusão e que atigindo a superfície se derramam e se solidificam. Exemplo: Derrame do Trapp. O material piroclástico é formado por fragmentos soltos que saem dos vulcões provocando explosões. Entre eles temos os tufos vulcânicos, os blocos, as bombas, as cinzas e os gases. As formas de ocorrência das rochas Ígneas extrusivas são as seguintes: TUFOS VULCÂNICOS são formados por material fino e de consistência fofa; 39

BLOCOS quando tem diâmetro acima de 5cm, com formas irregulares, ásperas, podendo ultrapassar 1m 3. Saem do vulcão em estado sólido. BOMBAS: são massas de lava consolidada durante a trajetória no ar, com formas próprias, desde poucos centímetros de tamanho até um metro. Sua forma arredondada ou alongada, frequentemente retorcida mostra sua ejeção no estado plástico. Os casos de lava esponjosa de vidro vulcânico são denominados de pedra pome ou hume. LÓPOLI: são ejetólitos de lava com tamanhos de uma noz ao de uma ervilha. CINZAS: é um material de aspecto arenoso, constituído de fragmentos finos, de cerca de 4 a 1/4 de milímetros de tamanho. Pode ser menor e semelhante a um pó impalpável. GASES: a exalação de gases pode ocorrer antes, durante e depois da extinção das atividades vulcânicas. A quantidade de gases desprendida durante uma explosão pode danificar tecidos de roupas expostas a cinco mil quilômetros pelos gases ricos em ácido fluorídrico e clorídrico. Exemplo.: Gases do vulcão do  Alasca (Katmai) causou danos em roupas em Chicago.

b1) Composição química de rochas magmáticas  À medida que o magma se resfria, os constituintes não voláteis associam-se para formar os cristais que irão constituir as rochas. São eles os mais abundantes: SiO2, Al2O3, FeO, MgO, CaO, K 2O, Na2O e TiO2.  A composição mineralógica da rocha depende da natureza e da proporção dos constituintes não voláteis do magma. Exemplos:

K2O+Al2O3 Na2O+Al2O3 CaO+Al2O3 K2O+Al2O3 MgO+FeO

+ + + + +

6SiO2 6 SiO2 2SiO2 4SiO2 SiO2

= K2O.Al2O3.6 SiO2 = Na2O.Al2O3.6SiO2 = CaO.Al2O3.2SiO = K2O.Al2O3.4SiO2 = MgO.FeO.SiO2

= 2KAlSi3O8  = 2NaAlSi3O6 = CaAl2Si2O8  = 2KAlSi3O6  = 2(MgFe)2SiO4 

ortoclásio albita anortita leucita olivina

Observe que todos os minerais possuem composição química semelhante. Isto ocorre devido ao pequeno número de elementos químicos presentes no magma, resultando em um número limitado de combinações entre estes constituintes, e 40

consequentemente é reduzido o número de minerais que constituem as rochas ígneas ou magmáticas. Os constituintes voláteis são importantes do ponto de vista físico-químico, o principal representante é a água, assim como CO 2, CO, SiO2, SO 3, S2, H2, Ne, HCl, H2S, HF, etc. Os produtos voláteis não interferem nos estágios iniciais de solidificação do magma, mas nos estágios posteriores, sobretudo nos finais. Sua ação é bastante acentuada, notadamente na manutenção dos minerais, tais como a turmalina, topázio, fluorita, berilo, etc, que só se formam na presença de elementos voláteis.

b2) A acidez das rochas e a viscosidade do magma O SiO2  é responsável pela viscosidade do magma e pela sua acidez. Os magmas e as respectivas rochas originadas são classificados segundo a acidez como:

 Ácidas Sub-ácidas Sub-básicas Básicas Ultra-básicas

65-80% de SiO2 60-65% de SiO2 55-60% de SiO2 55-45% de SiO2 de SiO2  45%

Quanto maior o teor de SiO2 de uma rocha ou mineral, maior é a sua acidez e maior a sua resistência ao intemperismo. A viscosidade do magma é importante para a cristalização dos minerais. A movimentação do magma depende de sua viscosidade, podendo impedir ou facilitar o crescimento de minerais. Portanto, se o magma possuir baixa viscosidade irá formar rochas melhor cristalizadas do que rochas com elevada viscosidade, podendo ocorrer rochas com grande quantidade de material vítreo.

b3) Cristalização do magma O magma é um conjunto de silicatos em fusão que ao resfriar-se torna possível o arranjo dos tetraedros (SiO 4)

- 4

  que irão formar minerais do grupo dos

silicatos.  À medida que ocorre o resfriamento do magma, há uma seqüência de cristalização que no estudo de rochas permite prever quais minerais poderão ou não 41

se associar para a formação de uma rocha. Por exemplo, dificilmente teremos olivina e quartzo na mesma rocha (Figura 1).  A sequencia de cristalização é válida para as rochas intrusivas. Para as rochas extrusivas não se aplica a sequencia de cristalização, com o mesmo rigor, devido ao relativamente rápido resfriamento do magma (Figura 1). Bowen estabeleceu para os magmas mais frequentes, duas séries de reações, contínuas e descontínuas, que se processam simultaneamente enquanto a temperatura decresce.

Série Descontínua: é a série representada pelos minerais ferro magnesianos mais importantes: olivinas, piroxênios, anfibólio e biotita. À medida que a temperatura decresce, os minerais formados em temperatura mais elevadas, tornam-se instáveis e tendem a reagir com a sílica (SiO 2), que está em fusão no magma para tornar-se mais estáveis. Por exemplo a olivina forma-se no início do resfriamento do magma, portanto em temperaturas mais elevadas. À medida que o magma se resfria, a olivina reage com a sílica: Forsterita (olivina) + Mg2SiO4

Sílica  enstatita +

SiO2



 2Mg2SiO3

Observa-se que à medida que o magma resfria, os minerais se tornam mais ricos em sílica. Olivinas (SiO 4), piroxênios (SiO3), anfibólios (SiO4), biotita (Si2O5), ou seja, os ferro magnesianos cristalizam-se no magma numa ordem crescente de acidez: SiO4  SiO3  Si4O4  Si2O5

Série Contínua:  é expressada pelos minerais do grupo dos plagioclásios (Figura 6). Ao contrário da série descontínua, as reações ocorrem continuamente com reajuste das composições à medida que a temperatura diminui. Os primeiros plágioclásios a se formarem são os cálcicos. Havendo no magma Ca e Na, à medida que se forma os plágioclásios cálcicos, vai sobrando o Na, aumentando o seu teor durante o resfriamento, passando a formar plagioclásios sódicos. Como o teor de SiO 2  em anortita (CoAl2Si2O8) é menor do que da albita 42

(NaAlSi3O8), observa-se que também nos plagioclásios a ordem é crescente do seu teor de sílica. Quando ocorre o esgotamento de sílica no local de formação o resfriamento prossegue até o final com o plagioclásio já formado.  As duas séries de reação processam-se simultaneamente, convergindo para uma única, como podemos observar na Figura 6.

Plagioclásio –  cálcio

Olivina

  e    t   n   e   c   s   e   r   c   z   e    d    i   c    A

  e    t   n   e   c   s   e   r   c   e    d   a   r   u    t   a   r   e   p   m   e    T

Plagioclásio - sódio

Piroxênio

Anfibólios

Plagioclásio –  sódio  –  cálcio

Biotita

Plagioclásio sódio

Moscovita Série Descontínua (Ferro-magnesianos)

Quartzo

Série Contínua (Plágioclásios)

Figura 6.  Série contínua e descontínua de Bowem a fnormação de minerais essenciais de rochas O quartzo (SiO2) é o último mineral a ser formado, só se formando depois de formado os minerais possíveis e ainda restar SÍLICA RESIDUAL. Se não restar sílica à rocha formada não terá quartzo. Uma rocha pode ser formada pela associação de olivina-plagiocásio sódico, pois são formadas ao mesmo nível de temperatura. Se houvesse, também, sílica suficiente para formar o plagioclásio sódico. A série descontínua não seria interrompida na olivina, mas se prolongaria até a biotita.  A sequencia de cristalização de Bowen permite estabelecer algumas regras de associação de minerais, conhecidos como NORMAS DE COEXISTÊNCIA PARAGENÉTICA. O exame da seqüência permite afirmar que: Quartzo e Olivina não ocorrem na mesma rocha;  Moscovita não se associa a piroxênios e olivina;  Quartzo normalmente não se associa a plagioclásios cálcicos; 

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 Em rochas ricas em sílica, os ferromagnesianos mais frequentes são as micas, nas intermediárias os anfibólios e nas pobres os piroxênios. Quanto maior o teor de sílica, maior será a relação Si:O no mineral ferromagnesiano;  e) Se o magma for muito deficiente em sílica, em vez de formar ALBITA (NaAlSi3O8) ou ORTOCLÁSIO (KAlSi3O8), que são feldspatos, forma LEUCITA (KAlSi2O6) no lugar do ORTOCLÁSIO e NEFELITA (NaAlSiO 4) no lugar da  ALBITA que são feldspatóides, silicatos mais pobres em sílica do que os feldspatos. Para isso deve haver K e Na em quantidades suficientes no magma;  A associação mineralógica essencial dos basaltos (rochas básicas) é piroxênios - plagioclásios cálcicos (labradorita). É portanto uma associação compatível na sequencia de cristalização, própria dos estágios iniciais, correspondendo a magmas básicos. Não se pode esperar, portanto, a ocorrência de quartzo ou moscovita nessas rochas, mas é comum a presença de olivina ;  Os granitos são rochas ácidas devido à presença de elevada quantidade de sílica, portanto possuem quartzo. Sua associação mineralógica essencial é feldspato potássico plagioclásio sódico-quartzo. Um granito não possui plagioclásio cálcicos ou olivinas. É comum a ocorrência de BIOTITA, o que é esperado por ser o ferromagnesiano de maior relação Si:O;  Rochas ricas em plagioclásios cálcicos (gabro anortesitos) não apresentam quartzo;  Rochas ricas em plagioclásios sódicos (diorito) podem possuir quartzo (quartzo diorito). 

c) Rochas sedimentares São rochas resultantes do depósito e da sedimentação dos produtos do intemperismo de outras rochas. Os depósitos de sedimentos recém formados são moles e incoerentes como a areia de uma praia ou a argila de um manguezal. Com o passar do tempo e a evolução geológica, entretanto, novas camadas vão se acumulando e criando espessas formações de sedimentos que podem atingir centenas e até milhares de metros de espessura. Sob o efeito das novas camadas, a água é expulsa e os sedimentos mais antigos vão endurecendo, sofrem a litificação ou diagênese, até f ormar a rocha dura: a rocha sedimentar. As principais rochas sedimentares são: argilito, siltito, arenito, conglomerado, tilito, dolomito, calcário e silex.  Argilito, argila e folhelho possuem cor de cinza até preta, amarela verde ou amarelada. A granulação é finíssima, por isto são untuosas ao tato. A presença de argila faz com que o sedimento tenha o cheiro característico de moringa nova,

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quando umedecido. Quando endurecida, formam estratos finos e paralelos esfoliáveis e recebe o nome de FOLHELHO.  Arenito, areia ou arcózio: as cores mais comuns são cinza, amarela ou vermelha. O arenito é a rocha sedimentar proveniente da consolidação de areia por um cimento qualquer. Ocorrem, comumente junto às areias, às vezes em alta concentração, a monazita, ilmenita, moscovita e outros minerais. O arcózio é um arenito que possui como constituinte uma grande quantidade de FELDSPATO. O arenito de Bauru é constituído principalmente de quartzo e o de Botucatu de quartzo e feldspato. O calcário e o marga são rochas de cor cinza, amarela, até preta, geralmente compacta e de granulação microscópica na maioria das vezes. É comum apresentarem impurezas de argila e de areia. Há tipos formados de restos de conchas ou de carcaças de microorganismos. A denominação de LUMAQUELA ocorre quando é grande a contribuição de conchas, e de MARGA quando possui ao redor de 50% de argila. Resulta um material que efervesce com HCl frio. Dolomito é semelhante ao calcário e como se constitui de dolomita efervesce com HCl quente.

d) Rochas metamórficas São transformações que sofrem as rochas pré-existentes (metamórficas ou magmáticas), sob a ação de novas condições, como temperatura, pressão, presença de agentes voláteis ou fortes atritos. A adaptação a estas novas condições da origem as rochas metamórficas.  A recristalização dos minerais preexistentes pode ocorrer com a formação de novos minerais. Devido à pressão dirigida num determinado sentido, a textura resultante é a orientada ou xistosa, caracterizada pelo arranjo de todos ou de alguns minerais segundo planos paralelos. As lâminas de mica ou os prismas de anfibólio seguem a mesma direção. Na recristalização pode ocorrer apenas o crescimento do mineral, como exemplo, o calcário passando a mármore, ou um arenito para quartzito. As principais rochas metamórficas são: quartzito, mármore, filito, micaxisto, clorita xisto e gnaisse. 45

Mármore: provém do calcário ou do dolomito. Os grãos de calcita

recristalizam-se formando cristais macroscópicos, apresentando uma aparência sacaróide. A cor varia do branco, rósea, esverdeada e preta. As impurezas podem recristalizam-se como mica, clorita, grafita, etc. Efervesce com HCl frio, e, quente quando dolomítico. Gnaisse:

são rochas metamórficas de estrutura orientada que no

metamorfismo regional atinge grandes áreas, originando rochas como os gnaisses, micaxisto, filito e talcoxisto. O metamorfismo de contato que origina uma estrutura maciça, originando rochas como o mármore, o quartzito e o itabirito. Atinge pequenas áreas, formando rochas por isso mais raras e mais caras.

UNIDADE III- DINÂMICA EXTERNA DA TERRA E INTEMPERISMO 1. PROCESSOS GEOLÓGICOS EXTERNOS 1.1 Ação geológica das águas Processos geológicos exógenos ou dinâmica externa são processos impulsionados pela energia proveniente do exterior da Terra, consistindo basicamente da energia solar que atua direta ou indiretamente sobre a superfície da Terra. São processos geológicos exógenos, o intemperismo e a ação de águas superficiais e subterrâneas, do vento, do gelo e dos organismos. Os processos de desagregação e decomposição de rochas por ação da água, vento, gelo e organismos constituem o intemperismo.  A água atua tanto na superfície como na subsuperfície, tendo ação intempérica (é o principal agente de intemperismo químico), e transportadora. Ao percolar, a água transporta solutos (lixiviação) para o lençol freático; estes solutos ao atingir o mar ou outro ambiente de sedimentação, podem se precipitar e formar rochas sedimentares químicas.  Ao escoar pela superfície (Figuras 1, 2 e 3), a água transporta sedimentos (erosão), depositando-os com a diminuição de sua energia (sedimentação), formando depósitos que originarão solos ou rochas sedimentares clásticas. O vento e o gelo são agentes intempéricos e transportadores. O intemperismo se dá pela 46

ação abrasiva de partículas por eles transportadas. Os organismos atuam amplamente sobre a crosta terrestre desde o microorganismo que se fixa na rocha até o homem que a fragmenta para comercializá-la.

Figura 1. Ciclo da água na natureza.

Figura 2. Esquema de armazenamento de água na superfície do solo. Fonte Teixeira et al. (2004).

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Figura 3. Processo erosivo da água subsuperficial

1.2 Ação geológica dos ventos O Vento é o ar em movimento. Este movimento é provocado pelas diferenças de pressão entre massas de ar. Dependendo de sua velocidade os ventos podem ser assim classificados: a) Calmaria: velocidade < 1,6 km/h b) Brisa leve velocidade entre 6,5 e 12 km/h c) Vento suave velocidade entre 13 e 19,4 km/h d) Furacão velocidade superior a 90 km/h (até 150 km/h) Quanto maior a intensidade dos ventos maior sua ação sobre a superfície da Terra. Os ventos atuam das seguintes formas: a) Deflação: rebaixamento do terreno pela remoção de partículas soltas. Neste caso formam grandes depressões e oásis (se atingir o lençol freático). b) Corrosão: Ocorre devido ao impacto das partículas de areia contra as superfícies as rochas. Este efeito provoca arredondamento dos grãos e desgaste das rochas e o é mais pronunciado nas rochas sedimentares, devido sua maior fragilidade ou maior facilidade de desagregação. c) Transporte eólico: ocorre por suspensão (0,125 mm), saltos (tamanho intermediário) e rolamento (partículas grandes). A areia fina pode ser transportada por até 2.000 km (do Saara a Europa). 48

d) Depósitos eólicos: Dunas e Löess.  A ação geológica dos ventos é mais pronunciada em regiões secas como em áreas desérticas, semidesérticas, e semiáridas, devido a ausência ou baixa cobertura vegetal do solo.

1.3 Relação entre processos externos e internos  As duas fontes de energia principais envolvidas nos processos geológicos são independentes entre si, apresentando, entretanto efeitos recíprocos. Por exemplo, a formação de montanhas em uma determinada área é independente dos processos exógenos que estejam porventura ocorrendo, no entanto, ela vai gerar uma nova condição de atuação da erosão sobre as montanhas surgidas, o que é um processo exógeno.  As forças exógenas tendem a destruir a superfície dos continentes, transportando os materiais que vão se depositando. Por este processo, a tendência é o aplainamento total da superfície terrestre. No entanto, embora estes processos ocorram desde o início da existência da Terra, o aplainamento jamais se completou. Isto se deve às forças endógenas que agem, em parte, em sentido contrário ao da erosão. A matéria proveniente do interior da Terra é continuamente impulsionada rumo à superfície, formando novas rochas, acentuando as diferenças do relevo e evitando que seja atingido o aplainamento, o equilíbrio da superfície. A modelagem da crosta terrestre é objeto de estudo da Geomorfologia.

2. INTEMPERISMO Denomina-se intemperismo o conjunto de processos físicos, químicos e biológicos que atuam sobre as rochas e minerais, desagregando-o e decompondoos. Essas alterações resultam das interações dos mais da litosfera com a hidrosfera, com a hidrosfera e com a biosfera. É através do intemperismo que ocorre a fragmentação das rochas, a decomposição e alteração dos minerais primários e minerais secundários, que irão formar os diferentes tipos de solos.

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2.1 Intemperismo físico O intemperismo físico compreende um conjunto de processos que resultam na alteração física das rochas. Neste caso as rochas sofrem apenas fragmentação\desagregação, sem haver modificação química dos seus minerais constituintes. O intemperismo físico aumenta a superfície de contato das rochas com os agentes do intemperismo químico como ilustra as figuras abaixo. Este tipo de intemperismo é mais atuante em regiões secas como no semiárido do Brasil, em regiões áridas da Ásia e da África e em regiões frias como na Região Sul do Brasil e nos continentes gelados, onde as condições climáticas não favorecem as reações do intemperismo químico O intemperismo físico pode ocorrer por ação da temperatura (intemperismo físico termal) e pela ação mecânica de diversos agentes.

Figura 1.  Aumento da superfície de um bloco de rocha em função de sua fragmentação. Fonte: Adaptado de Teixeira et al. (2004).

2.1.1 Intemperismo físico termal Como já visto anteriormente, as rochas são formadas por um agregado de minerais, os quais apresentam coeficientes de dilatação volumétrica diferentes.  Assim, ao se aquecer, a rocha não se dilata de forma homogênea, pois alguns minerais de sua constituição se dilatam mais que outros. Da mesma forma, quando a rocha se resfria, a contração também não acontece por igual. Assim, ao sofrerem 50

ciclos repetidos de dilatação e contratação em função do aumento do abaixamento das temperaturas, as rochas se fraturam. Diferentes tipos de rochas apresentam suscetibilidade variada ao intemperismo físico, dependendo de suas características como a granulométrica e cor. Rochas mais escuras e de cores variadas absorvem maior quantidade de radiação solar sendo assim mais suscetíveis ao intemperismo físico que rochas mais claras e de cores uniformes. Da mesma forma, rochas com granulometria mais grosseira, ou seja, rochas formadas por minerais ou grãos grandes são mais facilmente desagregadas pelo intemperismo físico termal.

2.1.2 Intemperismo físico mecânico Neste caso, diversos agente fragmentam a rocha por meio de esforços mecânicos provocados nas fendas das rochas ou na sua superfície. Os principais agentes mecânicos são: a)

Congelamento de água

Em ambientes frios a água que penetra nas fendas ou nos poros das rochas podem se congelar. A água congelada aumenta seu volume em cerca de 9,2%, o que provoca uma forte pressão sobre as paredes que formam as fendas, podendo fragmentar as rochas (Figura 2), especialmente quando o fenômeno ocorre repetidas vezes.

Figura 2. Fragmentação da rocha pela ação mecânica da água congela nas suas fendas. Fonte: Teixeira et al. (2004). b) Cristalização de sais

Quando água se acumula nas fendas das rochas traz consigo uma considerável concentração de sais, estes podem se acumular nestas fendas após a 51

evaporação da água e se cristalizarem. Após correr varias vezes esse processo, os cristais aumentam de tamanho e passam a exercer uma pressão sobre as paredes das rochas, como ocorre com a água congelada, fragmentando a rocha. Parte dos sais presentes na água acumulada nas fendas das rochas também pode ser proveniente da solubilização dos minerais constituintes da própria rocha. Este tipo de intemperismo ocorre com maior intensidade em regiões quentes e secas, onde a evaporação acelera o processo de precipitação dos sais.

c) Ação mecânica dos ventos

 A gota de chuva traz consigo certa energia cinética, a qual ao entrar em contato direto com a rocha desagrega-a, sem provocar alteração química. Da mesma forma quando a água dos mares, rios ou riachos atingem as rochas, estas provocam desagregação das particular que as constituem. Neste caso, a areia presente em suspensão na água acelera o processo de desgaste. De forma semelhante a força do vento sobre a rocha provoca desagregação da mesma, especialmente se este apresentar partículas em suspensão, aumento da sua capacidade de corrosão. Este fenômeno é muito comum em áreas de deserto, a exemplo do que ocorre com as famosas estatuas do Egito, cujo processo de desgaste se encontra bastante avançado.

d) Alivio de pressão

Consiste na fratura das rochas pelo alivio, ou remoção da pressão antes exercida por uma rocha encaixante sobre outra, que pode ser um batólito (tipo de forma de rocha ígnea), como mostra a figura abaixo. O batólito mostrado na figura está sob a pressão exercida pela rocha encaixante de vários km de espessura. A remoção desta rocha pela ação da erosão provoca um soerguimento ou elevação do batólito em direção a superfície, provocando sua quebra (Figura 4)

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Figura 3. Fratura de uma rocha provocada pelo alivio de pressão ocorrido devido ao desgaste da rocha encaixante. Fonte: Teixeira et al. (2004) e) Ação mecânica das raízes

Nas fendas das rochas algumas sementes podem germinar abrigar algumas plântulas formadas. Quando ainda muito pequenas estas plantas precisam de mais espaço para seu desenvolvimento e crescimento das raízes, iniciam um processo de exsudação de substâncias acidas pelas raízes, as quais auxiliam no processo de solubilização dos minerais da rocha. Esse processo lentamente desgasta a rocha e aumenta as fendas onde a planta está se formando, proporcionando condições para o seu crescimento. Quando a planta atinge um determinado porte, suas raízes já bem desenvolvidas exerce uma pressão sobre as paredes da rocha aumentando a abertura da fenda da rocha e provocando sua fragmentação. No inicio do processo, esse tipo de intemperismo pode ser considerado como intemperismo químico tendo em vista a participação de reações químicas de dissolução dos minerais, ou mesmo biológico, uma vez que há participação de um ser vivo (planta).

2.2 Intemperismo químico O intemperismo químico consiste na reações químicas que levam ao desgaste ou alteração química dos minerais que compõem as rochas, tendo como agente principal a água. As principais reações do intemperismo químico são a dissolução, hidratação, hidrolise, oxidação e quelação.

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a) Dissolução

 A dissolução é o primeiro e o mais importante tipo de intemperismo químico. Consiste em converter uma substancia (neste caso um mineral) solida em íons que irão fazer parte de uma solução. A dissolução pode ser do tipo congruente, ou seja, quando toda a substancia é dissolvida, ou incongruente, quando apenas parte da substancia é dissolvida. A seguir são exemplificados ambos os tipos de dissolução. Dissolução congruente (gipsita) CaSO4 . 2H2O  Ca2+ + SO42- + H2O (calcita) CaCO3  Ca2+ + CO32(halita) NaCl  Na+ + ClDissolução incongruente

2KAlSi3O + 9H2O => H4 Al2SiO9 + 2H2OSiO4 + 2HSiO4- + 2K+ (ortoclásio)

(caulinita)

(ácido silício)

(silicato)

No exemplo da dissolução incongruente o mineral é o feldspato potássico (ostoclásio), esse feldspato reagiu, foi solubilizado pela água e gerou um produto sólido (caulinita) e outros solutos (ácido silício, silicato e íon potássico), ou seja, que foram solubilizados na água. A diferença entre a dissolução congruente e a incongruente é que na primeira tudo é solubilizado e na incongruente parte é solubilizada e parte permanece. Na maioria das vezes, particularmente, a dissolução incongruente necessita de uma ajuda de alguma acidez, ou seja, não é uma dissolução pura, devido a necessitar de alguma coisa que force o mineral a se dissolver. A dissolução congruente como pode ser deduzido através do exemplo é relevante principalmente naqueles minerais de alta solubilidade, como o carbonato de cálcio, a calcita, a gipsita, o sal e outros. Minerais pouco solúveis não se dissolvem de maneira congruente, dissolvem-se sempre de maneira incongruente, deixando sempre um resíduo solido no fundo do becker ou do solo. A maioria dos mineiras se dissolve de maneira incongruente, ou seja, parte de seus constituinte vão para a solução e parte permanece em resíduos sólidos.

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b) Hidratação

Consiste na incorporação de moléculas de água em alguns minerais, deixando-os mais suscetíveis a decomposição. Alguns minerais como a anídrica, ou sulfato de cálcio desidratado, quando incorpora duas moléculas de água em sua estrutura se transforma em gipsita, cuja solubilidade é maior do que a anídrica. CaSO4 + 2H2O  CaSO4 . 2H2O Da mesma forma, o mineral silicatado muscovita, quando se hidrata é convertido a ilita, tornando-se mais suscetível a decomposição. O processo de hidratação ocorre devido a perda de K da estrutura do mineral, o qual PE substituído em parte por moléculas de água. Muscovita + H2O  ilita (mica hidratada) c) Hidrólise

 A hidrólise é uma reação química entre os íons H + da água e os elementos da estrutura do mineral, Diversas podem ser as fontes de H + para que ocorra a hidrólise. Uma das fontes comuns é matéria orgânica do solo, que na sua decomposição há formação de radicais orgânicos como os ácidos carboxílicos, quais podem liberar H+ como na reação abaixo. R-COOH  R-COO- + H+ Durante a decomposição da matéria organcia há também liberação de CO 2, o qual ao reagir com a água forma ácido carbônico, que por sua vez, conforme a reação abaixo, ira liberar H + , tendo em vista sua baixa estabilidade em condições de solo. CO2(g) + H2O  H2CO3  H+ + HCO3Outras fontes importantes de acidez (H +) para o processo de hidrólise é a respiração das raízes de plantas e a chuva ácida.  Ao entrar em contato com os minerais das rochas, os íons H + entram na estrutura dos minerais substituindo alguns elementos químicos catiônicos como o K nos feldspatos potássicos e o cálcio, ou magnésio nos feldspatos cálcicos, deixando

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instável a estrutura desses minerais, provocando sua alteração química como mostram as reações abaixo. 2KAISi3O8 + 2H+ + 9H2O

 H4 Al2Si2O9 + 4H4SiO4 +

2K+

Mg (Ca) SiO4 + 4H +  Mg2 (Ca2+) + 4HCO3- + H4SiO4 Uma reação interessante é a dissolução do carbonato de cálcio. O carbonato de cálcio (calcita) é o principal mineral constituinte de rochas calcárias. A chuva ácida, ou o excesso de CO 2 presente na água de chuva provoca o desgaste da rocha abrindo inicialmente fendas e posteriormente, formando cavernas. Nestas cavernas é muito comum ocorrer a precipitação do carbonato de cálcio formando estruturas conhecidas como estalagmites e estalactites. H+ + CaCO3  Ca+2 + CO3 + HCO3d) Oxidação

Oxidação é simplesmente a perda de um elétron por parte de uma substancia.  A substancia, no exemplo abaixo, está reduzida (Fe reduzido), diz-se reduzida porque possui um numero de Valencia menor que o Fe +3, que, no caso, está oxidado ou aumentado. Fe+2  Fe+3 + eUm exemplo comum de intemperismo químico pela oxidação é a passagem da pirita (ferro reduzido) para hidróxido de ferro (ferro oxidado), como ilustrado na equação abaixo, O ferro oxidado é de coloração vermelha, enquanto o ferro reduzido é de coloração acinzentada. Isso explica porque solos originados de material de origem rico em ferro em ambientes aerados, em geral, são de coloração vermelha.

2FeS2 + 7H2O + 15\2O2 (sulfeto de ferro – pirita)

2Fe(OH)3 + 4H2SO4 (acido sulfúrico)

 Alguns minerais contém manganês na sua composição e quando este manganês se oxida o mineral se decompõe. Da mesma forma o processo de oxidação pode atuar em qualquer outro mineral, desde que na sua composição haja elementos químicos

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capazes de se oxidar, entretanto o ferro é o elemento oxidável mais comum nos principais minerais primários presentes no solo, como na olivina (reação abaixo). 2MgFeSiO4 (olivina) + 2H2O  H4MgSi2O9 + SiO2 + 3FeO + 4H2SO4 No caso da olivina, o processo de oxidação do ferro ocorre após a liberação do ferro II da sua estrutura, o qual posteriormente se oxida a ferro III com duas possibilidades, dependendo das condições do meio: ou forma goethita, ou forma hematita, nas reações abaixo. 4FeO + O2 + 2H2O  4FeOOH (goethita) - solo de cor amarelada 4FeO + O2 + 2H2O  4Fe2O3 (hematita) - solo de cor avermelhada e) Quelação

É a ligação de um íon metálico com um composto orgânico, podendo aumentar a solubilidade do metal. Quando o composto se liga ao metal formando um anel, chama-se QUELATO (do grego KELA = pinça). Este último tipo de ligação também aumenta a solubilidade do metal. Os compostos orgânicos resultantes do metabolismo anaeróbios são os mais abundantes em moléculas formadores de quelatos, favorecendo a saída da de metais no ambiente.

2.3 Intemperismo biológico O intemperismo biológico é aquele que ocorre com a participação de organismos vegetais, animais e microorganismos. Entretanto, a participação dos organismos, em geral ocorre com a atuação de substancias químicas excretadas ou geradas pelo metabolismo, etc. e pela ação mecânica de raízes. Assim a ação dos organismos no intemperismo, também pode ser do tipo físico ou químico, sendo classificado como biológico apenas por apresentar participação de seres vivos no processo.

57

Figura. Ação das raízes de plantas no intemperismo físico mecânico de rochas (A) e no intemperismo químico.

UNIDADE IV: MINERAIS SECUNDÁRIOS Uma classificação generalista dos minerais os dividem em dois grandes grupos: os minerais primários e os minerais secundários. Os minerais primários são aqueles que fazem parte da constituição das rochas, enquanto os minerais secundários são formados pela desintegração e alteração dos minerais primários pelo processo de intemperismo. Uma característica fundamental desses minerais é a sua alta superfície especifica, ou seja, apresentam alta área superficial por unidade de peso. Esta característica é importante porque exerce grande influencia em alguns dos atributos do solo, como sua capacidade de reter cátions no solo, pelo fenômeno de CTC (capacidade de troca de cátions), pegajosidade do solo, plasticidade e outras cujo detalhamento será visto em capítulos posteriores. Os minerais secundários podem ser divididos também em dois grupos: os minerais secundários silicatados e os minerais não silicatados, sendo os primeiros assim denominados por conterem o elemento silício na sua composição, ao contrario dos pertencente ao segundo grupo. Ambos os minerais são encontrados principalmente na fração argila do solo (fração do solo menor de 0,002mm).

1. MINERAIS SECUNDÁRIOS SILICATADOS Os minerais secundários silicatados, fazem parte do grupo dos filossilicatos,  já comentados anteriormente. Os filossilicatos têm como estrutura básica o tetraedro de silício e o octaedro de alumínio. Conforme sua organização estrutural os minerais 58

silicatados podem ser do tipo 1:1 ou do tipo 2:1. Os minerais 1:1 são aqueles que apresentam na sua estrutura básica uma lâmina tetraedral unida a uma lâmina octaedral, empilhadas uma sobre as outras, enquanto os minerais 2:1 apresentam duas lâminas tetraedrais unidas a uma lâmina octaedral central , conforme ilustram as figuras abaixo.

Lamina tetraedral de silício

Lamina octaedral de silício

Figura 1.  Esquema ilustrativo da formação de lâminas tetraedrais e lâminas octaedrais dos minerais secundários silicatados.  As lâminas formadas pela união de tetraedros e octaedros se organizam em camadas 1:1 e camadas 2:1, como mostra a figura abaixo. Assim, os minerais 1:1 2:1 são constituídos pelo empilhamento dessas camadas, conforme alguns exemplos apresentados na figura 2.

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Camada 1:1

Canada 2:1 Mineral 1:1 Mineral 2:1

Figura. 2. Exemplos de minerais filossilicatos 1:1 e 2:1 Como se observa na figura acima, alguns minerais como a ilita apresentam a capacidade de manter entre suas camadas alguns cátions monovalentes (sinal +) e bivalentes com a vermiculita (sinal +2) ou moléculas de água. Esta capacidade está relacionada com a distancia entre duas unidades básicas, a qual é dependente do tipo de mineral. Alguns minerais como a clorita apresenta ainda a capacidade de reter entre duas unidades estruturais uma lâmina octaedral de alumínio, formando uma espécie de “mineral 2:1:1”, embora, na pratica este tipo de mineral não existe.

Existem muitos tipos de minerais silicatados secundários, entretanto, apenas um pequeno numero deles apresentam importância agrícola. Em solos brasileiros são encontrados principalmente os seguinte minerais.

60

1.1 Minerais 1:1 a) Caulinita e haloisita É um mineral do tipo 1:1, sem expansividade, ou seja, não são capazes de aumentar a distancia entre duas unidades básicas. Isso ocorre devido a rigidez proporcionada pela ligação OH-O, impedindo que moléculas de água penetrem entre suas camadas. Assim, as moléculas de água e os íons ficam apenas na sua parte superficial. Os cristais de caulinita vistos ao microscópio eletrônico apresentam forma hexagonal com mostra à figura abaixo.

Figura. Cristais de caulinita vista ao microscópio eletrônico. Fonte: Novais et al. (2004)  As camadas são unidas entre si através de pontes de hidrogênio. Em média os diâmetro dos cristais de caulinita estão entre 0,2



a2



, podendo variar de

0,1 a 5 . O espaçamento basal (distancia entre planos atômicos que se repetem) é de 7 angstrons (0,7  ) como mostra a ilustração abaixo. Sua formula ideal é  Al2Si2O5(OH)4-. A CTC varia na faixa de 3- 10 cmol∕Kg.  A caulinita é um dos minerais mais comuns no Brasil e ao lado dos óxidos, está sempre associada a solos com elevado grau de intemperismo. Sua superfície especifica é relativamente baixa, em relação a outros minerais silicatados secundários, o que lhe confere uma baixa atividade e uma capacidade de retenção de cátions. Devido a isto a caulinita apresenta uma baixa plasticidade e uma baixa pegajosidade e uma baixa capacidade de contração e expansão, com já comentado.

61

 Assim como a caulinita, a haloisita apresenta baixa expansividade, entretanto, há dois tipos de haloisitas: um tipo que não apresenta água na sua estrutura, a meta-haloisita e outra que apresenta quatro moléculas de água, chama endelita. As moléculas de água aumentam sua distancia basal de 7,0 angstrons para 10 angstrons. Esta expansividade maior que a meta-heloisita aumenta sua capacidade de retenção de cátions varias vezes em relação a caulinita e à meta-haloisita.

1.2 Minerais 2:1  Ao contrário dos minerais 1:1, os minerais 2:1 apresentam um fenômeno conhecido como substituição isomórfica. Este fenômeno é de grande relevância para a agricultura e também para o meio ambiente, uma vez que é responsável pela geração de cargas negativas na estrutura desses minerais, ou CTC (capacidade de troca de cátions). As cargas geradas são responsáveis pela retenção e disponibilização de cátions que são nutrientes de plantas como o Ca 2+, Mg2+ e o K+, impedindo que sejam lavados do solo pelo processo de lixiviação. Da mesma forma, impede que alguns elementos químicos atinjam corpos d‟água e causem processo

de eutrofização das águas.  A substituição isomórfica ocorre nos tetraedros e nos octaedros destes minerais conforme ilustra a figura abaixo. Devido a semelhança dos seus raios iônicos (Tabela 1), no tetraedro de Si 4+ , átomos de Al3+  podem substituir alguns átomos de Si 4+. Da mesma, forma, no octaedro, devido a semelhança do tamanho do raio iônico do Al com o Mg, parte dos átomos de Al podem ser substituídos por átomos de Mg2+. Como consequência dessas substituições, para cada átomo de Si substituído por Al e para cada átomo de Al substituído por Mg, uma carga negativa é gerada no tetraedro de silício e no octaedro de alumínio, respectivamente.

62

Mineral 2:1 Si

Si

 Al

 Al

Si

Si Si  Al

Si

Si

 Al

Si

Si

Si Si

 Al

Sem substituição

Si

Si

Si

Si  Al

Si

-2

Si Mg

-3

Si Si Si

-3

 Al

Mg Si

Carga = 0

Si Si Si

Si

 Al

 Al

 Al

 Al

Si  Al  Al

Si

Isomórfica

 Al

Si

Mg

 Al

Si

 Al

Com substituição Isomórfica Carga = - 8

Nos minerais 2:1 as ligações dentro da unidade 2:1 que mantêm as lâminas juntas são ligações iônicas dos oxigênios apicais ligados aos Si dos tetraedros com a Al da lâmina dos octaedros como nas unidades 1:1. Tabela 1. Raios iônicos de alguns cátions presentes no solo

a)

Grupo das esmectitas

 As esmectitas tem a montmorilonita como principal exemplo cuja formula típica com Na como cátion trocável é: Na 0,67 Si8 (Al3,33Mg0,67) O20 (OH)4Suas cargas são desenvolvidas a partir de substituições isomórficas, principalmente na lâmina octaédrica. Nessa camada o Mg substitui isomorficamente o Al e causando um déficit de carga, o que possibilita a atração de cátions para neutralizar a carga desenvolvida. 63

 A força de atração entre os planos basais permite que, além dos cátions, a água e outras substancias penetrem e provoquem uma grande expansão do material. Com a expansão da estrutura, o espaçamento basal pode variar de 9,6 a até 21,4 A. Devido à expansão das lâminas, a montmorilonita apresenta uma alta superfície especifica na faixa de 600-800 m 2/g na maioria, devido as superfícies internas. Esta característica exerce grande influencia em algumas características dos solos que apresentam consideráveis concentrações desse mineral, a exemplo dos Vertissolos que ocorrem nas Várzeas de Sousa, no sertão da Paraíba. Estes solos são conhecidos por apresentarem alta pegajosidade e plasticidade quando úmidos, dificultando, as vezes o trafego de máquinas agrícolas. Além disso, é muito comum a ocorrência de rachaduras nestes solos quando secos, provocadas pelo processo de expansão e contração das argilas expansivas. A CTC varia na faixa de 80-120 cmolc/Kg e é praticamente independente do pH, ou seja, a maioria das cargas é originaria da substituição isomórfica.  b)

Grupo das vermiculitas

 As vermiculitas são originadas a partir do intemperismo das micas. Neste mineral as cargas negativas são originadas principalmente pela substituição de átomos de Si por átomos de Al no tetraedro de Si. Quando expandida ao máximo, a distancia basal pode chegar até 14 A. O espaço entre camadas, em geral está ocupado por cátions como o Ca, Mg e o K, além de moléculas de água.  Assim como as esmectitas a vermiculita também apresenta alta atividade, com uma CTC de 100-160 cmol/Kg que é maior que da montmorilonita na faixa de 600-800 m2/g. A vermiculita apresenta menor expansividade que a montmorilonita e praticamente não expande se saturada com K +  ou NH4+. Isso ocorre devido a alta especificidade das posições internas das camadas por esses tipos de cátions. Outros minerais silicatados como micas hidratadas, cloritas, pirofilita, talco, sepiolita, etc. tem importância relativamente menor com relação a solos brasileiros.

64

2 ÓXIDOS DE Fe E DE Al Óxidos, hidróxidos ou oxidróxidos de Fe e Al presente na fração argila do solo, são para fins didáticos, denominados óxidos de ferro e de alumínio. A importância desses minerais para a agricultura reside no fato de estarem associados com diversas características químicas, físicas e morfológicas dos solos. No Brasil, devido ao alto grau de intemperização dos solos, estes minerais são bastante comuns. Os solos vermelhos, devido a hematita, e amarelos, devido a limonita, dessas regiões, são grandemente influenciados, nas suas características, pelos diversos tipos de compostos de ferro e de alumínio. Exemplos de óxidos comuns nos solos são a gibsita (Al 2O3. 3H2O) e a goetita (Fe 2O3. 3H2O). As formulas podem também ser escritas sob a forma de hidróxidos, isto é, gibsita como Al(OH) 3 e goethita como FeOOH. Para facilidade, denominadas de argilas de óxidos de Fe e  Al. a) Óxidos de ferro  A hematita e a Goethita são dois óxidos de Fe extremamente importantes. Os outros ferridrita, lepidocrocita, ferroxita etc. possuem importância local, em alguns lugares. Tanto a hematita quanto a goethita são formadas basicamente por oxigênios, e no centro dos octaedros formados por Esses oxigênios, ocorrendo Fe 3+. A união dessas estruturas básicas formam estruturas mais complexas, ou seja, as lâminas octaedrais

Primeiramente, óxidos de ferro podem ser originados através do intemperismo de minerais primários, principalmente os ferromagnesianos. Inicialmente há a liberação do Fe através de uma reação hidrolítica e oxidativa. 65

Fe2SiO4 (Faialita) +

½

O2 + 3H2O

 2

FeOOH (goethita) + H4SiO4-. A liberação de

ferro dos minerais primários também pode originar Hematita, entretanto, a formação desse mineral em detrimento da goethita é dependente das condições ambientais como pH, teor de matéria orgânica no solo, umidade do solo, quantidade e rapidez da liberação do ferro. Além disso, para haver formação de hematita, é necessário inicialmente se formar uma espécie intermediaria de oxido de ferro não cristalina, a ferridita a qual originará a hematita, após sua cristalização. Os

óxidos

de

ferro

são

considerados

indicadores

de

ambientes

pedogenéticos, ou seja, sua presença pode fornecer muitas informações acerca da origem e de suas diversas características químicas, físicas e morfológicas. Isso ocorre porque, o ferro pode se reduzir ou se oxidar conforme as condições de oxirredução do solo. Em solos alagados e com alto teor de matéria orgânica, o ferro estará reduzido, enquanto que nos solos bem drenados o ferro estará oxidado. Portanto, em condições redutoras, mesmo com altos teores de Fe, os solos deverão apresentar coloração acinzentada. Nos solos bem drenados, o solo devera ser de coloração vermelha. Os óxidos de ferro, mesmo em baixa concentração no solo, são capazes de imprimir a coloração avermelhada (hematita) ou amarela (goethita) ao solo, devido sua grande capacidade de pigmentação, principalmente a hematita. Os óxidos de ferro são um dos últimos produtos do intemperismo, portanto, estão sempre presentes em solos altamente intemperizado, com baixos teores de bases, ácidos. Os óxidos de ferro afetam a estrutura dos solos ajudando na formação de agregados pequenos e extremamente estáveis como na estrutura latossólica, típica dos Latossolos brasileiros. Estrutura latossólica é aquela na qual as partículas de argila, normalmente caulinita e óxidos de Fe e Al, se reúnem para formar agregados que por sua estabilidade se comportam como se fossem partículas de areia. Isso gera uma massa de material muito friável que se esboroa muito facilmente e que recebe a denominação comum de pó de café. Os óxidos de ferro só podem desenvolver CTC sob condições de pH muito elevado, as quais em geral não ocorrem em condições naturais. Em contrapartida estes minerais podem desenvolver cargas positivas, as quais podem reter na sua superfície ânions como os fosfatos (H 2PO4-), cloretos (Cl-), nitratos (NO3-), etc, evitando que estes sejam perdidos por lixiviação. Assim, os óxidos de ferro são de grande importância agrícola e ambiental.

66

b) Óxidos de alumínio Os óxidos de alumínio também são bastante comuns em solos brasileiros, principalmente em solos com alto grau de intemperismo. Entretanto, eles podem estar presentes em solos jovens como produto do intemperismo intenso e rápido de minerais primários em rochas aluminosas. Contudo, o mais comum é que os óxidos de Al predominem em solos em que perderam, por lixiviação, quase todos os seus constituintes. Embora possam existir vários óxidos de Al, apenas um deles é importante nos solos, que é o mineral chamado gibsita. É constituído de alumínio e de hidroxilas, tem como formula Al(OH) 3-. Na escala do intemperismo os óxidos de alumínio são os últimos componentes da fração argila a se formarem. Como mostra a figura abaixo, os minerais 2:1 perdem uma de suas lâminas tetraedrais e se transformam em minerais 1:1. Com o avanço do processo de intemperismo, os minerais 1:1 Perdem mas sílica (outra lâmina tetraedral) restando apenas uma lâmina octaedral de alumínio de alumio.  Assim como os óxidos de ferro, em geral, a presença de oxido de alumínio está sempre associada a solos com alto grau de intemperismo e com boa estrutura física, manifestada por elevada porosidade do solo. Contudo, devido às circunstãncias em que foram formados, estes solos apresentam baixa fertilidade natural.

.

67

UNIDADE V - FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 1. BREVE HISTÓRICO  Até cerca de 1877, o solo era considerado apenas como um manto de fragmentos de rocha e produtos da alteração, cuja composição era o reflexo da própria rocha. Nesta época o cientista russo Dukuchaev definiu alguns conceitos básicos que mudaria completamente esta visão sobre o solo. Dukuchaev era funcionário do governo imperial d Rússia, teve a oportunidade de ver solos de diferentes regiões e foi o primeiro a ver o solo como um corpo natural distinto do seu material de origem e independente, ou seja, ver que existem vários fatores que levam a formação do solo, independente do seu material de origem (o mesmo material de origem pode originar diferente tipos de solo). Percebeu que existem fenômenos que ocorrem no solo e não no material de origem. Considerava o solo como produto das influencias ambientais. Assim este cientista foi considerado fundador da Pedologia e nquanto “ciência” que considera estudar o solo como um corpo natural independente.

Vasilli V. Dokouchaiev (1846 – 1903) Embora Dukuchaev tenha elaborado a ideia principal sobre os fatores de formação do solo, só em 1941, Jenny (Químico, suíço) sistematizou as ideias do Dukuchaev e gerou sua “famosa” equação dos fatores de formação dos   solos “Clorpt” –  f ( CL, O, R, P, T), onde: CL = clima, O = organismos, R = relevo, P =

material de origem e T = tempo. Aparentemente essa equação já havia sido

68

deduzida pelo Dukuchaev mas não foi claramente expressa. Essa equação foi a base de todos os trabalhos de gênese do solo desde 1941. Conforme ilustra a figura abaixo, o clima e os organismos são considerados fatores ativos, enquanto o relevo, o material de origem e o tempo são fatores passivos.

Figura 1. Representação esquemática dos fatores de formação do solo.

2. OS FATORES DE FORMAÇÃO 2.1 Material de origem O material de origem do solo pode ser uma rocha, sedimentos, materiais turfosos (material orgânico) e produtos da alteração de rochas. Os materiais de origem ainda podem ser do tipo autóctone, quando é responsável pela formação do solo sobrejacente a este, ou alóctone quando o material de origem de um determinado solo não é a rocha subjacente, ou seja, o material de origem é um sedimento transportado de outro local. Os materiais de origem orgânica ocorrem em maior quantidade principalmente em regiões onde a temperatura bastante baixa impede que o mesmo seja rapidamente decomposto pelos microorganismos, e então fica acumulando em grandes depósitos turfosos.  A composição química e mineralógica das rochas exerce grande influencia na sua taxa de decomposição. Em geral, as rochas graníticas são mais resistentes ao intemperismo devido apresentarem alta concentração de minerais silicatados, como o quartzo, cuja proporção de ligações Si-O é bastante elevada conferindo maior resistência ao mineral e também a rocha granítica. Por outro lado o basalto, que é 69

uma rocha extrusiva, é menos resistente ao intemperismo, devido ter se solidificado em temperaturas muito mais baixas que o magma basalto e também por possuir grande concentração de Fe na sua composição.  As rochas sedimentares em geral, são mais suscetíveis ao intemperismo em relação às rochas ígneas e às metamórficas. Assim, o calcário, o arenito, o argilito e outros, sob as mesmas condições ambientais que as rochas cristalinas, seriam rapidamente intemperizadas. Como já visto anteriormente, isto se dá por estas rochas são formadas pelo processo de precipitação química (calcário) ou pela diagênese, onde as pressões e temperaturas de formação são relativamente baixas. O tipo de material de origem pode influenciar profundamente as características dos solos. Solos originados de rochas graníticas ou de arenito. Tendem em geral, apresentar elevados teores de areia, baixos teores de óxidos de ferro, baixos teores de bases (Ca, Mg, e K). Ao contrario, o basalto, argilito, em geral originam solos com elevados teores de bases, altos teores de óxidos de ferro e teores elevados de argila. Contudo, como já comentado, o solo é o produto da atuação dos cinco fatores de formação do solo, e nem um fator isoladamente é capaz de definir qualquer característica do solo. Portanto, é possível que um solo originado de rocha granítica apresente textura argilosa e coloração vermelha, se o clima favorecer seu intemperismo acelerado, e , ou solo já ter apresentado um tempo de exposição muito grande aos agentes de intemperismo. Neste caso, em especial, os óxidos de ferro que dão coloração avermelhada ao solo e os altos teores de argila, seriam originados das impurezas que restaram da rocha granítica após milhões de anos de intemperismo. Outro exemplo semelhante a este, são alguns Latossolos originados de rocha calcaria (o calcário eleva o pH do solo) que podem apresentar baixos teores de cálcio e pH baixo, associados com elevados teores de alumínio. Da mesma forma, isso ocorre porque o solo em questão já se encontra bastante intemperizado. Assim, quanto mais intemperizado for o solo, menos as características do material de origem são preservadas, ou seja, quanto mais jovem é o solo, mais suas características são dependentes do material de origem. De qualquer modo, solos originados de rochas pobres em nutrientes como os arenitos e os granitos, podem ser relativamente férteis se o solo ainda estiver numa fase inicial de formação. Contudo, se forem muito intemperizados não há possibilidade de apresentarem alta fertilidade natural. 70

O esboço geológico do Estado da Paraíba (BRASIL, 1972) mostra que as principais rochas encontradas são os granitos, os gnaisses e os migmatitos. Contudo, como já mencionado, nem sempre as rochas presentes em determinada área são os matérias de origem do solo encontrado, pois em muitas vezes, o material de origem pode ser alóctone, como ocorre com os solos originados na margens dos rios, denominados de Solos Aluviais (Neossolos Flúvicos, segundo EMBRAPA, 2006).

2.2 Relevo O relevo representa a forma externa do solo. Este fator direciona a energia do processo de formação do solo, aumentando ou retardando a velocidade das águas das chuvas, do vento, alterando a dinâmica das chuvas (chuvas orográficas), facilitando ou dificultando o processo erosivo, etc. Assim, se o relevo é inclinado o suficiente, uma pequena parte da água que atinge a superfície do solo se infiltra e a parte maior é escoada pela superfície provocando erosão e arraste de sedimentos. Neste caso, o aprofundamento do solo é dificultado, pois a camada de solo que se forma sempre será removida. Portanto, como mostra a figura abaixo, nos topos das paisagens esperamos encontrar os solos mais intemperizados (solos mais velhos) e 71

no ombro e na encosta solos mais jovens (jovens e intermediários), devido ao processo de remoção do solo pela erosão.

 Além do controle do fluxo de água, o relevo também exerce um importante papel no controle da intensidade de insolação das encostas. Dessa forma, no hemisfério sul, a face de uma encosta que estiver voltada para o norte recebe maior quantidade de energia incidente também durante o inverno, produzindo maior aquecimento e resultado em um intemperismo maior do que a face voltada para o sul.

2.3 Clima Isoladamente o clima é o fator que mais contribui para a formação dos solos e aqui será enfatizado o papel da precipitação pluviométrica e da temperatura.  As chuvas disponibilizam água necessária para as reações químicas, acelerando o processo de decomposição das rochas e alteração dos diversos constituintes do solo. A água influencia também o estabelecimento dos organismos que participam do intemperismo químico, físico ou biológico, criando condições adequadas para seu desenvolvimento e multiplicação.  Alem de ter participação direta nas reações químicas a água remove os constituintes do solo que estão em solução, como o silício, o cálcio, o magnésio, o potássio, etc, os quais são perdidos por lixiviação, quando ocorre a drenagem ou percolação da água. Quanto mais estas substancias são removidas do solo, mais os minerais são “forçados” a liberarem mais dessas substancias para reestabelecer o

equilíbrio químico entre a fase mineral e a solução do solo, acelerando assim o intemperismo.  Assim em regiões do Brasil bastante chuvosas como a Amazonas e na região Sudeste, a tendência geral é de termos grande quantidade de solos altamente 72

intemperizados, profundos, enriquecidos com substancias ácidas como os óxidos de ferro e de alumínio. Por outro lado, em regiões áridas e semiáridas como no Sertão da Paraíba, as chuvas são escassas e irregulares ao longo do ano, fazendo com que não há uma continuidade do processo de intemperismo químico ao longo do tempo geológico. Nestas condições, os solos em geral são rasos, podendo ou não serem ricos em nutrientes (dependendo do material de origem), pois embora haja temperatura favorável a falta de água para as reações químicas é limitante. De forma semelhante ocorre em regiões frias como na sul do Brasil. Entretanto, o fator limitante neste caso são as baixas temperaturas. Além disso, o processo de lixiviação não ocorre, ou ocorre muito pouco tendo em vista a pouca profundidade do solo, associado com a baixa quantidade de água disponível. Resumidamente podemos esquematiza o efeito da precipitação pluviométrica. Da seguinte maneira: ↑PRECIPITAÇÃO ↑ Lixiviação das bases (Ca, Mg, K, Si) ↑ Atividade biológica ↑Conteúdo de argila ↑ Alteração minerais ↑ Acidificação dos solos

 A temperatura influencia o intemperismo de duas formas. A primeira é seu efeito na velocidade das reações químicas, pois se acredita que a cada 10º C que se eleva na temperatura, as reações duplicam ou triplicam sua velocidade. A outra influencia sobre o processo de evaporação da água impedindo que os produtos do intemperismo sejam lixiviados.

2.4 Organismos Os organismos que influenciam na formação dos solos são todas as formas de vida como os vegetai, bactérias, fungos, térmitas, liquens, etc., até e até o próprio homem pode ser incluído neste fator de formação. Estes organismos exercem influencia nos processos de intemperismo químico e físico. Como já visto no capitulo sobre intemperismo, os vegetais podem atuar no intemperismo físico pela ação mecânica de suas raízes, ou químico através das substancias orgânicas excretadas por estas. Da mesma forma, num estágio inicial, colônias de 73

microrganismos se estabelecem nas superfícies das rochas na procura de substrato para o seu desenvolvimento (como ocorre nos liquens). Neste processo os organismos retiram elementos como potássio e liberam substancias acidas que causam hidrolise nos minerais decompondo-os. De maneira geral os vegetais são os principais organismos envolvidos no processo de formação do solo. A cobertura vegetação pode atuar de forma a diminuir a amplitude térmica entre a superfície e a copa (sombreamento), diminuindo o impacto direto da chuva sobre o solo, evitando erosão, assim como suas raízes também pode aumentar a infiltração de água no solo e evitar remoção de solo por erosão. Outro aspecto importante da vegetação é o processo de ciclagem de elementos químicos. Neste processo, que ocorre com a participação de outros organismos (mesofauna e microfauna), parte dos elementos químicos contidos em folhas, galhos, etc, que caem no solo retornam ao solo e ao mesmo tempo é incorporado matéria orgânica ao solo como ilustra a figura abaixo.

Figura. Processo de biociclagem que ocorre no solo.

2.5 Tempo  A rigor, o inicio da formação de um solo ocorre quando uma rocha sã começa a ser alterada, ou um evento de sedimentação se encerra, e a partir dai acometam a ocorrer os processos de formação do solo. Mas como existe a erosão atuando em sentido contrario à pedogênese, é difícil precisar o inicio exato da formação do solo. 74

Embora a sucessão de eventos modeladores da superfície do planeta, estudados pela geomorfologia, nos dê uma ideia de sequencia temporal dos materiais de solos dispostos na paisagem, não é comum se pesquisar a idade de um Latossolo ou de um Cambissolo, até porque provavelmente esses solos já passaram por várias fases de pedogênese, considerando a dinâmica da superfície do planeta. O uso do tempo tempo\idade em pedologia normalmente está relacionado à maturidade, ao grau de desenvolvimento de um solo, e não ao tempo cronológico.  Assim, quando se diz que um solo é jovem, isto significa que a pedogênese foi pouco intensa (condições de relevo plano, clima frio ou seco), ou que a taxa de erosão foi maior que a taxa de pedogênese (relevo acidentado), formando um solo pouco espesso, podendo apresentar minerais ainda passiveis de intemperização. Ao contrário, a referencia a um solo velho, indica tratar-se de um solo espesso, quimicamente pobre, com minerais profundamente intemperizados e acúmulo de óxidos.

UNIDADE VI- PROCESSOS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS 1 PROCESSOS GERAIS São os vários processos que produzem as modificações que ocorreram no solo ou no seu material de origem, devido à atuação dos fatores de formação do solo. Consistem de adição, remoção ou perda, transformação e translocação. Os processos gerais podem incluir um ou mais processos específicos de formação do solo.

1.1 Adição São quaisquer contribuições externas, ao perfil do solo como adição de matéria orgânica (restos orgânicos de animais e vegetais), deposições eólicas (poeira, areia, etc.) deposições antrópicas (restos de cerâmicas, ossos, etc.) e cinzas trazidas pelo vento, matérias depositados por meio das inundações, adição, os gases que entram por difusão nos poros do solo (CO 2, O2,N2) e adubos, corretivos, agroquímicos, substâncias adicionadas pela água de chuva.

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1.2 Remoção ou perda São as diversas formas de perdas de materiais como gases, líquidos ou sólidos sofridas por uma determinada porção de solo, podendo ser em superfície ou em profundidade. As perdas da superfície envolvem principalmente, exportação de nutrientes pelas colheitas, perdas de compostos voláteis por queimadas, perdas por erosão hídrica ou eólica, etc. As perdas em profundidade compreendem lixiviação de substancias inorgânicas, e, ou orgânicas, pelo lençol freático e perdas laterais de soluções com íons reduzidos, como Fe 2+ e Mn2+.

1.3 Translocação Corresponde ao movimento de materiais de um ponto a outro dentro do perfil do solo, São exemplos de processos de translocação, o movimento de argilas e\ou solutos de um horizonte para o outro no perfil, o preenchimento de espaços deixados por raízes decompostas e pequenos animais como cupins, minhocas, formigas, etc., o movimento de materiais promovido pela atividade agrícola e o preenchimento de vazios provocados pela contração de solos ricos em argilas expansivas, do grupo das esmectitas como a montmorilonita.

1.4 Transformação Consiste na transformação física, química ou biológica dos constituintes do solo, envolvendo síntese, ressintetese e decomposição. Transformações físicas incluem fraturas e fragmentação de minerais e rochas, processos de umedecimento e secagem do solo com quebra de agregados, compressão provocada pelo crescimento de raízes, etc. Transformações químicas consistem dos processos de intemperismo químicos já conhecidos, assim como a formação de minerais secundários do solo.

2 PROCESSOS ESPECÍFICOS São processos caracterizados pela atuação mais pronunciada de um ou mais dos processo gerais de adição, remoção, translocação ou transformação de formação do solo. A seguir serão destacados os principais processos específicos.

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2.1 Gleização Consiste no processo de remoção dos constituintes que dão pigmentação ao solo, especialmente os óxidos de ferro e de manganês. Dentre as principais características do processo destacam-se. − Baixo potencial redox (elevada disponibilidade de elétrons e baixo teor de

O2). − Ambiente sujeito a alagamento frequentemente. − Remoção parcial dos constituintes pigmentantes do solo. − Redução de Fe 2+ e Mn2+ − Toxidez de Fe 2+ e Mn2+ para as plantas − Reoxidação do Fe e Mn em locais específicos.

Solos que sofreram processo de gleização, se atenderem os critérios estabelecidos no SiBCS(Sistema Brasileiro de Classificação de Solos) podem ser classificados como GLEISSOLOS. Uma característica importante desde solos é reoxidação aleatório de ferro e manganês originando nódulos de concreções constituídos de óxidos destes elementos, dando uma coloração variegada ao solos. Estas concreções são formadas em geral na superfície do solo como consequência do processo de translocação destes constituintes. Quando os nódulos ou concreções são formadas por óxido de ferro, estes são chamados de plintita.  A reprecipitação do Fe e do Mn na forma de óxidos em profundidade é uma consequência de translocação destes íons para subsuperficie quando em solução, tendo em vista que estes elementos na forma reduzida Fe 2+ e Mn2+ são muito mais solúveis do que suas formas oxidadas (Fe 3+ e Mn+4). Assim se explica o pontecial de toxidez para as plantas destes íons em solos que sofreram processo de gleização.

2.2 Sulfetização E processo que leva a formação de sulfetos no solo, quando o mesmo se encontra sob extremas de potencial redox. O processo caracteriza-se pela remoção total dos constituintes que dão cor ao solo (principalmente os óxidos de ferro). Dentre as principais características do processo destacam-se: − Baixíssimo potencial redox. − Remoção “total” dos constituintes pigmentantes. 77

− Condições anaeróbicas. − Acúmulo de matéria orgânica − Redução do sulfato

 A redução do sulfato ocorre segundo as reações abaixo: 1) SO4-2 + é (M.O)  CO2 + HCO3- + HS- (mal cheiro) + H2O 2) Fe+2 + HS- + OH-  FeS2 + H2O No estado da Paraíba esse processo só poderia ocorrer em condições de solos alagados como os solos tiomórficos ou de mangue do litoral. O HS -  provoca um cheiro característico aos solos que sofreram tal processo. O excesso de elétrons é fornecido pela matéria orgânica (M.O) que persiste no solo devido a baixa capacidade decompositora dos microorganismos anaeróbicos, decorrente das condições de alagamento.

2.3 Sulfurização Processo que leva a formação de acido sulfúrico pela oxidação o sulfeto. Ocorre em solos que sofreram processo de sulfetização e após um certo período o ambiente destes solos se tornaram mais aerados, aumentando então, seu potencial redox. O processo de sulfetização ocorre segundo as reações abaixo: FeS2 + 7H2O + 15\2O2 ↔ 2Fe(OH)3 + 4H2SO4 Parte – H2SO4  drenagem ácida Parte − H2SO4

 reage

com K (jarosita) ou Na (Natrojarosita).

− Processo que a formação dos horizontes SULFÚRICOS (Definido pelo SiBCS).

Em micas de extração de minério de ferro, devido a presença do mineral pirita, esse processo ocorre com frequência, embora esse mineral tenha se formado naturalmente e não pelo processo de sulfetização.

2.4 Calcificação  A calcificação é o processo que leva ao acúmulo de carbonato de cálcio no perfil do solo, seja proveniente diretamente de seu material de origem (rocha calcária) seja originado pela precipitação do carbonato de cálcio. Esse foi o primeiro processo a ser estudado em solo, dando origem a Ciência do solo ou Pedologia. Solos originados de rocha calcária facilita o processo, embora isto não seja condição

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essencial para a ocorrência desse processo. Dentre suas principais características destacam-se: − Origina solos bem estruturados (grumos) − Solos com alta fertilidade natural − Ocorre principalmente em regiões secas − Origina os solos com alta fertilidade natural (Chernossolos) −  Leva a formação dos horizonte Cálcicos, petrocálcico e chernozemico

(aulas posteriores). Nos Chernossolos a decomposição da matéria orgânica é retardada devido a formação de compostos estáveis com o cálcio e a matéria orgânica, denominados

humatos de cálcio. 2.5 Salinização, sodificação e solodização  A salinização do solo corresponde ao acumulo de sais solúveis no perfil do solo, em regiões do globo onde a evapotranspiração supera a precipitação pluviométrica. Esse processo ocorre naturalmente no mundo inteiro e é responsável pela queda da produtividade das culturas, devido ao estresse salino sobre as plantas. Quando a solução do solo se encontra com elevados teores de sais ocorre um aumento da pressão osmótica dessa solução. Em tais condições as plantas tem dificuldade pra absorverem água e nutrientes, fazendo com as células vegetais percam sua turgidez. Assim, esse processo interfere negativamente em diversos processos fisiológicos e metabólicos vitais para as plantas. O processo de sodificação ocorre quando as condições do solo permitem que os sais sejam lixiviados (lavados ou retirados da superfície do solo), deixando o sódio como íon dominante. Como o sódio é um elemento de caráter alcalino, ele é capaz de aumentar o pH do solo. Isso ocorre por causa de sua capacidade de quebrar moléculas de água e gerar hidroxilas no meio. Assim, solos sódicos apresentam pH elevado. Altas concentrações de sódio no solo são prejudicial ás plantas devido esse elemento ser tóxico quando em altas concentrações aos vegetais. O processo de solodização ocorre quando as condições de drenagem do solo permitem a remoção do sódio. Com a remoção do sódio, outros cátions como o cálcio, o magnésio e o potássio, passam a ocupar o complexo de troca do solo. Sob tal condição o pH do solo volta a ficar baixo. 79

O tipo de processo dominante que pode ocorrer na paisagem é influenciado pela capacidade de lixiviação dos sais. Assim nas baixadas, onde o processo de lavagem do solo é limitado pela dificuldade do escoamento da água, espessa-se corre o processo de salinização, ao passo que nas regiões mais íngremes da passagem ocorre o processo de sodificação. Da mesma forma, quando as condições de drenagem são favoráveis, ocorre a retirada do sódio da camada superficial do solo, ocorrendo o processo de solodização do solo.

2.6 Deposição eólica e deposição antrópica  As deposições eólicas correspondem a deposições de sedimentos em determinadas áreas por ação do vento. Os sedimentos depositados em geral, são partículas do tamanho silte (partículas de tamanho entre 0,02 mm e 0,002mm) ou argila (partículas de tamanho menor que 0,002 mm). As partículas depositadas do tamanho silte são chamados de LÖESS (Lê-se lés). Os dois tipos principais deposições antrópicas no Brasil são as Terras Pretas de Índio e os SAMBAQUIS. As terras pretas de índio são áreas solos altamente férteis localizadas nas margens de rios na Amazônia formados pela atividade de populações indígenas que habitam nessas áreas há centenas de anos. Esses solos são caracterizados por apresentarem altos teores de matéria orgânica, cálcio e fósforo, provenientes de animais e cadáveres. Além disso, nessas áreas há grande quantidade de cerâmicas e pontas de flechas espalhados na área. Nessas áreas a matéria orgânica é de difícil decomposição, provavelmente devido ela ser carbonizada. Os sambaquis são pequenas áreas próximas as praias, também formadas pelas atividades de populações indígenas. Nessas áreas em geral são encontradas grande quantidade de conchas e pontas de flechas, mas a quantidade de cerâmica é menor que na Terra Preta de Índio, mas ela se mantém preservada devido a formação de compostos chamados humatos de cálcio.

2.7 Pedoturbação Nesse processo não há deposição nem retirada de sedimentos, mas o material de solo é revolvido, ou seja, há uma “perturbação do solo”. Esse movimento de material pode ocorrer por ação biológica. Muitos cupins, minhocas, formigas, 80

tatus, antas, são capazes que realizarem tal papel. Neste caso, o processo recebe o nome de Biopedoturbação. Outro tipo de pedoturbação é o provocado pela ação de argilas expansivas como as esmectitas, denominado de argilopedoturbação. Esse mineral tem grande capacidade de expansão quando úmido e contração quando seco. Esse fenômeno de contração e expansão dos solos ricos em esmectitas faz com que ocorram rachaduras no perfil do solo. Parte do material que está sobre a superfície do solo é depositado em tais rachaduras, fazendo com que haja uma inversão de horizontes (A para o B). Por tanto este processo é responsável pela formação dos VERTISSOLOS (classificação antiga), por causa dessa inversão. Veja as figuras abaixo.

Figura 1. Rachaduras na superfície do solo provocadas por argilas expansivas do grupo das esmectitas.

2.8 Eluviação e Iluviação  A saída de materiais de um horizonte para outro no perfil do solo é denominado de Eluviação.  A chegada e deposição destes materiais em

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determinado ponto ou horizonte no solo é chamada Iluviação. Processo envolvendo ambos os fenômenos anteriormente era conhecido como Podzolização.  A podzolização consiste na translocação de argila e de compostos organominerais dentro do perfil. Dois grandes grupos de solos apresentam a podzolização: os Argissolos (antigos podzólicos), Espodossolos (antigos Podzóis). Além destes termos os Luvissolos (antigos Bruno não cálcicos) e Planossolos. Nos

Espodossolos ocorre a translocação de complexos de matéria orgânica e óxidos de ferro e\ou alumínio (Queluviação) de um horizonte eluvial (E) para um horizonte espódico (Bhs) onde estes complexos se precipitam. Estes solos são formados a partir de material arenoso e sob condições que facilitam o acumulo superficial de matéria orgânica e a acidólise (baixas temperaturas ou hidromorfismo acentuado). Nos Argissolos ocorre a translocação de argila dos horizontes mais superficiais para um horizonte mais profundo conhecido com Bt (horizonte B Textural). São bem mais argilosos do que os podzóis. Nestes solos o movimento descendente da argila no perfil, leva ao entupimento de macrosporos no horizonte Bt, facilitando a erosão no horizonte superficial. O processo de eluviação de argila também é conhecido como LESSIVAGEM OU ARGILUVIAÇÃO.

2.9 Latossolização  A latossolização consiste no processo de “envelhecimento do solo”. Neste

processo ocorre a remoção de silício e bases do solo e enriquecimento do solo com substancias acidificantes do solo como os óxidos de ferro e de alumínio, lavando a formação dos Latossolos.  Abaixo estão listadas as principais características do processo. − Remoção de sílica (SiO 2) e de bases (Ca, Mg, K). − Aprofundamento do perfil. − Enriquecimento com óxidos de ferro e alumínio. − Baixo teor de alumínio primários. − Baixo teor de minerais do tipo 2:1 − Alto teor de minerais 1:1 − Pequena diferenciação entre horizontes − Formação de solos ácidos − Diminuição das cargas negativas do solo

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O processo de latossolização ocorre em condições climáticas que favorecem o intemperismo químico acelerado, onde ocorre temperaturas elevadas associadas a intensa precipitação pluviométrica. Solos que sofreram latossolização, em geral, apresentam elevada profundidade, coloração avermelhada, boa porosidade, grande capacidade de armazenamento de água e facilidade de penetração de raízes. Como aspectos negativos destes solos destaca-se sua elevada acidez e baixa fertilidade natural. Devido as condições climáticas predominantes no Brasil, estes solos ocupam extensas áreas do Brasil com mais de 50% dos solos. O intenso grau de intemperização dos Latossolos faz com estes apresentam elevados teores de minerais 1:1 e baixos teores de minerais 2:1.

2.10 Plintilização E processo que leva a formação de plintita. A plintita é uma formação constituída da mistura de argila, pobre em carbono orgânico e rica em ferro, ou ferro e alumínio, com grãos de quartzo e outros minerais. Ocorre comumente sob a forma de mosqueados vermelhos, vermelhos-amarelados e vermelhos-escuros, com padrões usualmente laminares, poligonais ou reticulados, Quanto a gênese, a plintita se forma em ambiente úmido, pela segregação de ferro, importando em mobilização, transporte e concentração final dos composto de ferro, que pode se processar em qualquer solo onde o teor de ferro for suficiente para permitir a segregação do mesmo,sob a forma de manchas vermelhas brandas.  A plintita não endurece irreversivelmente como resultado de um único ciclo de umedecimento e secagem. No solo úmido a plintita é macia, podendo ser cortada com a pa.  A plintita é um corpo distinto de material rico em oxido de ferro e pode ser separada dos nódulos ou concreções ferruginosas consolidadas (petroplintita) que são extremamente firmes ou extremamente duras, sendo que a plintita é firme quando úmida e dura ou muito dura quando seca, tendo diâmetro > 2mm e podendo ser separada da matriz do solo, isto é, do material envolvente. Ela suporta amassamento e rolamento moderado entre o polegar e o indicador, podendo ser quebrada com a mao. A plintita quando submessa em água, por período de duas horas, não esboroa, mesmo submetida a suaves agitações periódicas, mas pode ser quebrada ou amassada após ter sido submersa em água por mais de duas horas. A plintita pode ocorrer em forma laminar, nodular, esferoidal ou irregular. 83

2.11 Coluviação O processo de transporte de sedimentos por ação da gravidade ou enxurrada recebe o nome de coluviação. As colinas (Fig. 02) são divididas em compartimentos: na parte mais estável está o Topo (1), sequencialmente tem-se o Ombro (2), a Encosta (3) e por fim o Pé ou Sopé (4). Muitas vezes, ao invés de falar ombro, encosta e sopé, podem se referir a esse compartimentos como terço inferior (sopé), terço médio (encosta) e terço superior (ombro), mas esses nomes tendem a dificultas, no caso de um relatório a compreensão da paisagem, devido a serem bem amplos, se comparados a sopé, encosta e ombro que tendem a especificar mais as características da paisagem, localizando melhor os compartimentos

Essa compartimentarão é função da declividade e dos processos que ocorrem nas colinas. O sopé tende a ser uma zona de recebimento de sedimentos, e é, muitas vezes uma zona onde se encontra um material sedimentar chamado colúvio.  A encosta é uma zona de perda de material, se existe colúvio na encosta ele está sendo perdido. Hoje, pode-se ter uma colina inteira formada por material coluvionar, mas a zona de formação do colúvio é o sopé. Pode ocorrer uma colina que seja a parte inicial de uma cadeia de montanhas muito maior, o que explica o fato de toda ela ter sido formada por colúvio que veio de uma montanha sobrejacente. A encosta e o ombro são locais de perda de material, ou seja, normalmente, são os locais onde mais irão ocorrer processos erosivos. Colúvio é o material que é erodido das encostas e depositado no sopé, onde a força da gravidade tem papel principal, e 84

esse material só é chamado de colúvio no momento em que ele sedimenta, em que ele para.Enquanto ele está se movimentando e antes de sair do lugar ele não é colúvio. Regiões mais aplainadas têm grandes encostas e grandes ombros. É difícil definir onde ocorre a maior perda de solo, se é no ombro ou na encosta, com certeza o topo perde pouco e o sopé talvez receba mais material do que perca devido a ser um ambiente de colúvio. Como tendência tem-se solos mais profundos no topo e no sopé e menos profundos no ombro e na encosta. Particularmente na encosta a profundidade dos solos costuma ser mínima devido a esse ser o ponto onde a declividade é maior. Como tendência geral, a encosta, seguida pelo ombro é a posição em que se encontram os solos mais rasos, especialmente se comparados com o topo e o sopé.

2.12 Aluviação  A aluviação é o processo de formação de planícies aluviais devido ao transporte de sedimentos por ação dos cursos de água (rios). Ao contrario da coluviação, os sedimentos percorrem grandes distancias. O material que é perdido das colinas vai, em parte, cair nas planícies de inundação (Fig. 03).

2

4

1 5

1  – Leito vazante 2  – Leito menor  3  – Leito maior  4  – Levees, Diques ou Polders 5  – Brejo, pântano, várzea

3

O trecho onde o rio corre fora do período anual de cheia é chamado leito vazante (1). Quando chove e o rio enche (anualmente ele aumenta de volume) ele passa a correr em um espaço chamado leito menor (2). O leito menor é delimitado à direita e à esquerda por dois barrancos (levees, diques ou polders (4)). Esse levees, polders ou diques são áreas que se encontram muito próximas ao rio, bem drenadas e que não são alagadas com frequência anual. A água encosta nelas, mas não as cobre anualmente. A cada dois, três, cinco ou a cada dez anos ocorre uma cheia mais volumosa, uma cheia excepcional. Quando essa cheia ocorre a água do rio extravasa o leito menor, passa por cima dos diques (levees ou polders), e cobre uma área que é chamada de leito maior (3). Enfatiza-se que essa cheia excepcional do 85

rio, que o leva a encher o leito maior, ocorre em uma frequência de três a dez anos, ou seja, o leito maior é a porção da várzea que é alagada com uma frequência menor que a anual. Os brejos (pântanos, várzeas) (5), fazem parte do leito maior e é onde, por vezes, ocorre alagamento. Esse alagamento não quer dizer que o rio esta extravasando, ele é proveniente do lençol (vem por baixo, não por cima). Existem algumas situações, principalmente modificadas pelo homem, em que os diques (levees ou polders) são tão elevados que o fundo do rio fica mais alto que o brejo adjacente. Terraços Fluviais  – é uma estrutura que ocorre em algumas várzeas (principalmente as grandes e bem expressas). Esses terraços são o antigo leito maior (fossilizado) do rio, são áreas que não mais são inundadas, nem com uma frequência de 10 anos. Muitas vezes o solo aluvial se encontra nesse local. O material que compõe a várzea, que compõe a planície de inundação é, em seu todo, material sedimentar (alúvio). O material transportado é posteriormente depositado pelo rio é chamado de alúvio. Quanto maior é o percurso, quanto mais variados são os terrenos que aquele rio cortou, maior é a chance de se ter um material aluvial completamente diferente do material circundante. O alúvio pode não ter nenhuma relação com a rocha que esta ao lado.

UNIDADE VII- MORFOLOGIA DO SOLO OBS: Para esta unidade o aluno deverá estudar a seguinte bibliografia: SCHNEIDER, P.; KLAMT, E.; GIASSON, E. Morfologia do solo:  subsídios para caracterização e interpretação de solos a campo. Guaíba: Agrolivros, 2007. 72p.

1. O PERFIL DO SOLO O perfil do solo (Figura 1) corresponde a uma seção formada por camadas sucessivas mais ou menos paralelas à superfície (Horizontes) as quais se diferenciam uma das outras por atuação de forma diferenciada dos fatores de formação do solo. Desta forma, o perfil do solo expressa a ação conjunta de processo físicos, químicos e biológicos (intemperismo) formando corpos complexos e de natureza diferenciada de seu material de origem.

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Figura 1. Etapas sucessivas na formação dos horizontes A, B e C pelo processo de intemperismo do material de origem. Fonte: Amaro Filho et al. (2008).  A observação de um determinado volume de solo mostra que o mesmo é constituído de partículas sólidas, em intimo contato entre si, e de espaços entre estas partículas. Estes espaços, denominados poros ou vazios, permitem a constatação de que o solo é um corpo poroso constituído de material sólido e de poros com dimensões variadas. Um solo agrícola ideal, na sua camada arável, deve ser constituído de 50% de material sólido e 50% de poros. O material sólido deve ser constituído de 45% de material mineral e 5% de matéria orgânica e os poros devem ser constituídos de 25% para armazenamento de água e 25% para aeração. Nos diferentes solos a distribuição dos sólidos e poros varia; da mesma forma esta distribuição também varia em um mesmo solo, em função da profundidade, praticas agrícolas, processos de formação, etc (Figura 3).

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Fase sólida mineral Fase líquida

25% 45%

25%

Fase gasosa

5%sólida or âmica Fase

Figura 2.  Composição geral do solo mostrando proporções entre suas três fases considerando uma situação ideal. Os componentes sólidos do solo representados pela Matéria Mineral e pela Matéria orgânica.  A matéria mineral do solo é representada pelos minerais constituintes do material de origem do solo, e pelos minerais formados como resultado do seu intemperismo. Tais minerais possuem dimensões variadas, sendo classificados em função desse tamanho. Os minerais que constituíam o material de origem e que passam para o solo sem sofrer alterações são denominados minerais primários, enquanto que os minerais neoformados, produtos do intemperismo, são denominados minerais secundários. Dentre os minerais secundários destacam-se os minerais de argila, os quais, por apresentarem cargas elétricas na superfície, assumem uma importância muito grande no que se refere ao armazenamento de cátions e anions nutrientes das plantas. Estes minerais não estão dispostos no solo uns sobre os outros, mas encontram-se agregados por agentes cimentantes, gerando, desta forma, volume bastante grande de poros.  A matéria orgânica é representada pelos restos animais (excrementos e carcaças) e restos vegetais (folhas, galhos, raízes mortas e restos de cultura) em todo seus estágios de decomposição, sendo que os restos vegetais tem um significado muito maior como fonte de matéria orgânica para o solo. A matéria orgânica encontra-se principalmente na camada superficial do solo, e seu teor pode sofrer um acréscimo em função da adição feita pelo homem. A matéria orgânica 88

decompõe-se até constituir o húmus, que é a matéria orgânica na forma coloidal, com características benéficas e atribui ao solo uma coloração mais escura. No clima tropical, como é o nosso caso, a matéria orgânica decompõe-se rapidamente, porem, de uma maneira geral, seu teor não sofre muita alteração, uma vez que, enquanto ela sofre decomposição, mais matéria orgânica é adicionada ao solo. Em solos agrícolas o teor de matéria orgânica varia de 2 a 3% em peso, porem quando os valores são muito altos (acima de 30%), o solo é considerado solo orgânico. A matéria orgânica coloidal (húmus) possui propriedades físicas e químicas próprias e propiciam ao solo uma melhoria em suas propriedades físicas (estruturação, porosidade, retenção de água, etc.) e química (aumenta a retenção de nutrientes, fornece nutrientes ao solo, etc.). O componente liquido do solo vem a ser a água do solo, porém na realidade trata-se de uma solução, uma vez que a água contém minerais (cátions e ânions) dissolvidos, e essa água e esses minerais serão absorvidos pelas plantas. A água do solo fica retida nos micrósporos e é drenada para as camadas mais profundas do solo, pela ação da gravidade, quando está nos macroporos, os quais são responsáveis pela aeração do solo. A água do solo esta retida a tensões variáveis, porem, quando os valores de tensão são muito elevados, mesmo existindo água no solo a mesma não pode ser absorvida pelas plantas, que murcham, às vezes de maneira irreversível. O componente gasoso vem a ser o ar do solo, que possui a mesma composição qualitativa do ar atmosférico (possui os mesmos componentes), porém difere quantitativamente, possuindo teores mais elevados de dióxido de carbono (CO2) e teores mais baixos de oxigênio (O 2), visto que os organismos do solo respiram, consumindo oxigênio e liberando dióxido de carbono. Processos naturais, como variações na pressão barométrica e de temperatura, chuvas, etc., promovem a renovação do ar do solo, propiciando sempre um bom suprimento de oxigênio para as raízes das plantas.

89

2 DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA DO PERFIL DO SOLO 2.1 Aspectos gerais Morfologia do perfil do solo corresponde a aparência do solo no campo (perfil) ou seja, suas características visíveis a olho nu ou perceptíveis por manipulação. A descrição morfológica do perfil do solo é importante nas seguintes situações: - Identificação e classificação de solos - Levantamento da capacidade de uso da terra - Estudos do movimento de água e solutos no perfil - Obras de engenharia civil - Inferências sobre a susceptibilidade do solo à erosão - Outros temas relacionados

2.2 Escolha do local para a descrição do perfil - Depende da finalidade: identificação e caracterização de unidades de mapeamento, estudo de unidades taxonômicas e problemas específicos (fertilidade por ex.:) - Não escolher locais de transição de unidades de mapeamento - Para fins práticos, um corte de estrada e sondagens ou tradagens são bastante úteis.

2.3 Sequência para exame morfológico  A descrição morfológica é realizada em duas etapas. Na 1ª etapa são descritas as características morfológicas internas e na 2ª etapa as características morfológicas

externas (ambientais).

Na morfologia interna são descritos: 1. Espessura e transição dos horizontes 2. Cor 3. Textura 4. Porosidade 90

5. Cerosidade 6. Consistência 7. Cimentação 8. Nódulos e concreções minerais 9. Presença de carbonatos 10. Presença de manganês 11. Presença de sulfetos 12. Eflorescências 13. Coesão Na morfologia externa são descritos: 1. Localização 2. Situação e declive 3. Altitude 4. Litologia 5. Vegetação 6. Relevo local e regional 7. Drenagem 8. Erosão 9. Pedregosidade e rochosidade 10. Uso atual

2.4 Descrição dos atributos morfológicos internos a) Transição entre horizontes  A transição diz respeito a maior ou menor dificuldade de separação em os horizontes do solo, podendo ser:  Abrupta: < 2,5cm Clara: 2,5 a 7,5cm Gradual: 7,5 a 12,5 cm Difusa: >12,5 cm Forma:

91

Quanto à forma as transições podem ser: Plana, ondulada, irregular e descontínua

Espessura e arranjamento dos horizontes

b) Cor - De mais fácil visualização - Importante na classificação do solo - Agentes responsáveis pela cor: matéria orgânica e óxidos de ferro e de manganês - Avaliação da cor: Carta de Munsell para solos (mundial) - Drenagem (solos vermelhos, amarelados, cinzentos) - Estágio de intemperização - Fertilidade

c) Textura - Proporção relativa das frações granulométricas - Determinadas no laboratório - Estimada no campo: sensação ao tato (Areia: aspereza Silte: sedosidade, pouco plástico Argila: pegajosidade, plasticidade) 92

- Triângulo textural - Trabalhos de levantamentos * Textura arenosa * Textura argilosa (35 a 60% de argila) * Textura muito argilosa (> 60% de argila) * Textura média (< 35% de argila e > 15% de areia) * Textura siltosa (> 50% de silte; < 15% de areia e < 15% argila).

d) Estrutura - Padrão de arranjamento entre as partículas

d1) Forma da estrutura - granular - rumos - blocos - prismática - colunar - laminar

93

Tipos de estruturas possíveis nos solos.

94

y

y z

z

x

z

x

d2) Tamanho da estrutura Ver manual de descrição morfológica

d3) Grau da estrutura - Sem unidades estruturais (coerente e não coerente) - Fraca - Moderada - Forte

d4) Relações com outros atributos - Manejo do solo (máquinas, cultivo) - Matéria orgânica e microrganismos - Mineralogia

laminar

coluna

prismas

blocos Argilas 1:1

Argilas 2:1

d5) Importância da estrutura - Aeração - Armazenamento e movimento de água no solo - Penetração de raízes 95

grânulo

grumos

Óxidos e M.O

- Disponibilidade de nutrientes - Atividade biológica

e) Porosidade Corresponde ao espaço do solo ocupado por ar e água. Quanto ao tamanho pode ser classificada da seguinte maneira: Tabela classificação dos poros por tamanho Classificação

Tamanho (mm)

Sem poros visíveis

-

Muito pequenos

<1

Pequenos

1a2

Médios

2a5

Grandes

5 a 10

Muito grandes

> 10

Fonte: Santos et al. (2005). Quanto à quantidade classifica-se como: * Poucos poros * Poros comuns * Muitos poros

f) Cerosidade, superfícies foscas e “slinkensides” Ver manual de morfologia

f1) Cerosidade - Aspecto lustroso (brilhante) na superfície dos agregados (película de argila) - Classificação quanto ao grau de desenvolvimento * fraca * moderada * forte - Classificação quanto à quantidade 96

* pouco * comum * abundante

f2) Superfícies foscas - aspecto embaçado

f3) Superfície de fricção “slinkensides” - Típicos em horizontes vérticos

Tabela Classificação das frações gesseiras quanto ao tamanho das partículas Tabela Classificação do tamanho de partículas no solo

Parte sólida do solo

Diâmetro (mm)

Macacões

> 200

Calhaus

20 - 200

Cascalho

2 - 20

TFSA

<2

Fonte: Dias Junior (2000). Tabela 1 frações granulométricas determinadas no laboratório

Frações

USDA (Americana)

ISSS

----------------------Diâmetro---------------------Areia muito grossa

2 -1

---

Areia grossa

1 – 0,5

2 – 0,2

Areia média

0,5 – 0,25

---

Areia fina

0,25 – 0,10

0,2 – 0,02

Areia muito fina

0,10 – 0,05

---

Silte

0,05 – 0,002

0,02 – 0,002

Argila

< 0,002

<0,002

Fonte: Dias Junior (2000).

g) Consistência do solo - Manifestação das forças de coesão entre as partículas e mesma natureza - Resistência do solo a sua desagregação 97

- Dependente da umidade

g1) Consistência do solo seco - solta - macia - ligeiramente dura - dura - muito dura - extremamente dura

g2) Consistência do solo úmido - A umidade diminui a forças de coesão - Imprecisão na descrição - Tipos * Solta * muito friável * friável * firme * muito firme * extremamente firme

g3) Consistência do solo molhado - Plasticidade * não-plástica * ligeiramente plástica * plástica * muito plástica - Pegajosidade * não-pegajosa * ligeiramente pegajosa * pegajosa * muito pegajosa

h) Cimentação - Pode ser contínua ou descontínua 98

* fracamente cimentado * fortemente cimentado * Extremamente cimentado

i) Nódulos e concreções minerais - Corpos cimentados que podem ser removidos inteiros - Concreções: corpos cimentados distribuídos concentricamente - Nódulos: distribuição aleatória - As concreções devem ser descritas quanto: * Quantidade * Tamanho * Dureza * Natureza (natureza química)

 j) Presença de carbonatos - Efervescência do material em HCl 10% * ligeira * forte * violenta

l) Presença de manganês - Efervescência do material em H 2O2 (20 volumes) * ligeira * forte * violenta

m) Presença de sulfetos - Presença de eflorescência de cor amarela (interior dos torrões) - jarosita - Incubação de amostras na CC (pH < 3,5) - Solos tiomórficos

n) Eflorescências - Sais cristalinos na forma de revestimentos 99

o) Coesão - É avaliada na umidade abaixo da CC - Considera-se: * Moderadamente coeso * Fortemente coeso

2.5 Identificação e nomenclatura dos horizontes - Horizontes genéticos: - O, H, A, E, B, C, F, R - Horizontes diagnósticos: Bt, orgânico, etc. - Horizontes transicionais: AO, AH, AB, AC, EB, BC, - Horizontes intermediários: A/B, A/C, E/B, B/C, - Dupla sequencia de horizontes  AE – E –  Bt1 – Bt2 – B/E – B‟t1 – B‟t2– Btx – C

Exemplo de descrição morfológica de um perfil A10-35cm,bruno-escuro (7,5YR 3/2, úmido) e cinzento-avermelhado (7,5YR 5/2, seco); franco; moderada média granular; poros pequenos e poucos; dura, friável, ligeiramente plástica e pegajosa; transição difusa e muitas raízes.

A2 35-58cm,bruno(10YR 5/3, úmida) ebruno-acinzentado (10YR 5/2,5, seco); f ranca; moderada pequena granular; poros pequenos e poucos; dura, friável e ligeiramente plástica e ligeiramente pegajosa; transição abrupta e raízes comuns.

E158-81cm,bruno-acinzentado-muito-escuro (10YR 3/2, úmida) e cinzento-brunadoclaro (10YR 6/3, seco); franco arenosa; moderada média blocos angulares; poros muito pequenos e poucos; dura, friável e plástica e pegajosa; transição gradual e raízes comuns.

100

E281-92cm,bruno-acinzentado-escuro (10YR 4/2, úmida), mosqueados (10YR 5/6, úmida),bruno(10YR 5/3, seco) e mosqueados bruno-escuro (7,5YR 4/4, seco); franco arenosa; moderada média blocos subangulares; poros muito pequenos e poucos; dura, friável e plástica e ligeiramente pegajosa; transição abrupta e poucas raízes.

Btg92-127cm,bruno-escura (7,5YR 3/2, úmida) ebruno-acinzentado-escuro (10YR, 4/2, seco); franco argilosa; forte grande prismática que se quebra em média blocossu bangulares; poros muito pequenos e poucos; duro, firme, plástica e pegajosa; transição gradual e poucas raízes.

C127 –142cm+, preto (5YR 2,5/1, úmida) e cinzento-muito-escuro (5YR 3/1, seco); argilosa; forte média e grande prismáticaque se quebra em média blocos subangulares; poros muito p

2.6 Descrição geral

Descrição Geral Perfil 8 Data: 13.8.1991 Classificação anterior: Latossolo Vermelho  –  Amarelo distrófico petroplintítico, A moderado, textura muito argilosa, cascalhenta, fase muito pedregosa, cerrado tropical subcaducifólio, relevo suave onduldo.

Classificação SiBCS: Classificação anerior: Latossolo Vermelho  –  Amarelo distrófico petroplintítico, A moderado, textura muito argilosa, cascalhenta, fase muito pedregosa, cerrado tropical subcaducifólio, relevo suave onduldo.

Unidade de Mapeamento: LAw

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Localização, município, estado e coordenadas  – Rodovia BR  –  457, trecho silvânia  –  Leopoldo de Bulhões, 11,2 Km após o trecho para Silvânia, do lado esquerdo. Silvância (GO), 16°39‟09”S e 48°42‟09W Gr.

Situação, declive e cobertura vegetal sobre o perfil: Descrito e coletado em barranco de corte de estrada, em topo de elevação com aproximadamente 4% de declive, sob vegetação nativa

Altitude: 1040 metros Litologia: Cobertura argilo-laterítica concrecionária, sobreposta a gnaisses do Complexo Goiano

Formação Geológica: Cobertura detrito-laterítica terciária Cronologia: Terciário Material originário: produto da alteração do material supracitado Pedregosidade: Muito pedregosa Rochosidade: Não rochosa Relevo local: Suave ondulado Relevo Regional: Plano e suave ondulado Erosão: Moderada Drenagem: Bem drenado Vegetação primária: Cerrado tropical subcaducifólio Clima: Cwa, da classificação de Köppen. Uso atual: Reserva de vegetação nativa (cerrado) Descrito e coletado por : Amaury de carvalho filho, Nilson R. Pereira e Phillipe

102

BIBLIOGRAFIA BÁSICA KER,

J.C.;

CURI,;

SCHAEFER,

C.E.G.R.;

VIDAL-TORRADO,

P.

(Eds.).

Pedologia:fundamentos. Viçosa: Sociedade Brasileira de Ciência do Solo, 2012. 346 p. LEPSCH, I.F.  Formação e Conservação do solo. São Paulo: Oficina de Textos. 2002. 178 p. LEINZ, V. e AMARAL, S. E., 1982. Geologia Geral. Cia Editora Nacional, São Paulo,. 397p. 103