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Solos - Origem, Componentes e
Organização
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1 - INTRODUÇÃO ............................................................................................................... 3
1.1. Concepção de solo .................................................................................................... 3
1.2. O solo e a rocha ........................................................................................................ 3
1.3. A ciência do solo ....................................................................................................... 4
1.4. Minerais do solo ........................................................................................................ 5
1.5. Estrutura dos silicatos ............................................................................................... 7
2 - GÊNESE DE SOLOS ................................................................................................... 14
2.1. Conceito .................................................................................................................. 14
2.2. Intemperismo........................................................................................................... 14
2.2.1. Introdução ......................................................................................................... 14
2.2.2. Definições de lntemperismo.............................................................................. 14
2.2.3. lntemperismo Físico .......................................................................................... 15
2.2.4. Intemperismo Químico ...................................................................................... 15
2.2.5. Relação da estrutura mineral com o intemperismo e índice de intemperismo .. 22
2.3. Minerais argilosos e relacionados ........................................................................... 25
2.3.1. Estudo das famílias mais Iimportantes de argilas e minerais relacionados ...... 26
2.3.2. Propriedades das argilas .................................................................................. 37
2.3.3. Sequência de intemperização em minerais de tamanho da argila .................... 45
3 - FATORES DE FORMAÇÃO DE SOLOS ...................................................................... 48
3.1. Material de origem ................................................................................................... 49
3.2. Tempo ..................................................................................................................... 53
3.3. Clima ....................................................................................................................... 57
3.3.1. Temperatura ..................................................................................................... 58
3.3.2. Precipitação e evapotranspiração ..................................................................... 59
3.3.3. Ventos .............................................................................................................. 60
3.4. Relevo ..................................................................................................................... 60
3.5. Organismos ............................................................................................................. 64
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................. 68
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1 - INTRODUÇÃO
1.1. Concepção de solo
O solo ocupa a parte mais externa do Globo terrestre, na posição de contato com
as massas gasosas e líquidas. E ao mesmo tempo uma região de transição dos três estados da matéria e um regulador da manifestação de propriedades de sólidos, de líquidos e de gases.
O solo não apresenta apenas, mera mistura de valores fragmentados e matéria orgânica em vários estágios de decomposição e de mineralização. É na realidade, um pouco, mais do que os conhecimentos disponíveis permitem visualizar: representa um conjunto de fenômenos naturais ainda mal percebidos pelos recursos atuais, disponíveis à investigação.
Quando se caracteriza o solo, claramente se percebe, tratar-se de uma parte bem organizada da natureza, ajustada a múltiplas funções de um equilíbrio dinâmico. Aquele que se aproxima do solo verifica ser ele um corpo natural, independente e dinâmico, adquirindo propriedades ou características variáveis com a natureza, intensidade e extensão das forças que sobre ele atuam.
Na parte superior do corpo do solo, às proximidades da interface sólido-gás, desenvolve-se uma biologia, caracterizada pela presença de formas desde as mais primitivas, a seres altamente organizados, os quais, exercitando demolições e sínteses, concorrem para a manifestação de importantes atributos que interessam à vegetais e animais superiores.
1.2. O solo e a rocha
A importância da rocha na formação do solo é conhecida já de algum tempo. Nos
meados do século passado cientistas europeus como Thaer (1853), Fallou (1862), Richthofen (1866), propuseram sistemas de classificação de solos com base na geologia e na composição mineralógica do material que lhes deu origem.
A maior ênfase ao material de origem como fator de formação de solos, entretanto, foi dada pelo grande cientista russo pioneiro da pedologia moderna, Dokuchaev (1883), e pelos seus discípulos Glinka e Sibirtsev.
MARBUT (1935), foi quem introduziu os conceitos desses cientistas no ocidente, traduzindo as obras de Glinka. A partir de então, o solo passou a ser caracterizado como a camada mais externa da crosta terrestre, não consolidada, com espessura variável e diferindo do material que o sustenta em cor, estrutura, constituição física, composição química, mineralógica e em propriedades.
O solo pode ser considerado, em última análise, como sendo uma assembléia de minerais em íntima coexistência e em contato próximo um do outro. Estes minerais
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podem sofrer as mais diversas transformações, na rocha ou no próprio solo. Estas transformações dos minerais aliadas ao transporte, adição e remoção de materiais do perfil deram origem aos mais diversos solos. Ou ainda como, "um corpo natural, composto de materiais minerais e orgânicos, situados à superfície da terra, onde as plantas se desenvolvem".
O solo se distingue das formações ou produtos rochosos da superfície terrestre por certas características, dentre as quais podemos destacar: a) Tipos climáticos
Observa-se que a natureza das formações geológicas, independe do clima. O mesmo não acontece com os solos, pois certos grupos bem definidos resultam do clima e são independentes da natureza, constituição e propriedades da rocha formadora de material de origem sobre o qual eles se desenvolveram. Nota-se que o mesmo derrame de eruptivas básicas no Rio Grande do Sul ou em São Paulo, fornece material de origem para solos diferentes, porque diferentes são os ambientes climáticos em que se encontram. Sob idênticas condições de clima, rochas diferentes podem originar solos semelhantes. b) Diferenciação de horizontes
De maneira geral, solo se apresenta, com camadas morfologicamente diferenciadas, denominadas horizontes. O grau de diferenciação reflete a intensidade e a extensão de processos, mecanismos ou reações de gênese. Um depósito de material rochoso não consolidado, não exibe esses sinais da presença e ação dos fatores de gênese. c) Relações biológicas
As rochas não têm nenhuma relação com as manifestações de vida à superfície do globo terrestre, se não através de alguns dos seus constituintes mais resistentes. O solo reflete e guarda estreitas relações com a vida de animais e plantas, sendo recíprocas as influências existentes.
1.3. A ciência do solo
A Ciência do solo é o estudo pelas suas características físicas, químicas coloidais
e biológicas, integradas em noções de gênese, definidas em termos morfológicos e analíticos.
As características morfológicas impressas no corpo do solo pelos processos de gênese, são acessíveis à observação, mediante cuidadoso exame das partes constituintes do perfil do solo. Esse exame ou descrição morfológica, auxiliado pela confirmação analítica, identifica o efeito observado com as suas causas determinantes, possibilitando o estabelecimento de interpretações destinadas à eleição das modalidades de utilização, de manejo e de conservação do solo.
A Figura 1.1. apresenta uma disposição esquemática, com o intuito de elucidar as etapas seguidas pela conquista dos conhecimentos em Ciência do Solo, dirigidos a uma
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interpretação científico-utilitária do solo. Tais conhecimentos são organizados pela classificação dos solos.
Figura 1.1. Representação esquemática das etapas e setores abrangidos pela Ciência do Solo.
1.4. Minerais do solo
Os minerais são substâncias naturais provenientes de processos inorgânicos
definidos e apresentando composição da qual participa um ou mais elementos químicos.
As rochas se constituem de um ou da reunião de dois ou mais minerais. O número de minerais conhecidos é muito grande, contudo, poucas são as espécies presentes na maioria das rochas, particularmente nas rochas ígneas.
Os minerais de rochas e aqueles constituindo o material de formação de solos podem ser divididos em dois grupos: primários e secundários. Não obstante, é necessário dar ênfase ao número relativamente pequeno de minerais primários constituintes das rochas ígneas, através dos quais se originam grupos numerosos de minerais secundários.
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Entre os minerais primários deve ser ressaltado o conhecimento dos silicatos, por constituírem o maior número das espécies presentes em rochas ígneas e na maioria dos solos. Tabela 1.1. Composição Mineralógica média das rochas ígneas (RANKANA e SAHAMA,
1954).
Quartzo 12,4% Feldspatos alcalinos 31,0% Feldspatos plagioclásios 29,2% Piroxênios 12,0% Hornblenda 1,7% Biotita 3,8% Muscovita 1,4% Olivina 2,6% Nefelina 0,3% Apatita 0,6% Minerais de metais pesados 4,1%
A proporção dos minerais primários nos solos é dependente do seu conteúdo nas rochas matrizes, de sua resistência ao intemperismo bem como da intensidade desse processo. Depende, ainda, da sua granulometria no material matriz que deu origem ao solo.
As proporções aproximadas das espécies minerais, expostas ao intemperismo podem ser observadas na Tabela 1.2., e os oito elementos mais comuns na crosta terrestre, podem ser vistos na Tabela 1.3. Tabela 1.2. Proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo.
Feldspato 30% Quartzo 28% Minerais de argila e mica 18% Calcita e dolomita 9% Óxidos de ferro 4% Piroxênio e Anfibólio 1% Outros 10%
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Tabela 1.3. Elementos mais comuns da crosta terrestre.
Elementos Peso % Volume %
O 46,40 93,77 Si 27,72 0,86
AI 8,13 0,47 Fe 5,00 0,43 Mg 2,09 0,29 Ca 3,63 1,03 Na 2,83 1,32 K 2,59 1,83
De acordo com a Tabela 1.3., observa-se com nitidez que na composição da crosta terrestre e, obviamente do material rochoso, há uma dominância dos elementos Alumínio (AI), Silício (Si) e Oxigênio (O). Assim, pode-se idealizar a crosta terrestre e, conseqüentemente o material rochoso como uma armação de íons oxigênio unidos, formando configurações por vezes complexas, pelos íons silício e alumínio. Os espaços são preenchidos pelos demais íons dos elementos componentes, dando os mais diversos minerais. Portanto, é de se esperar que os mais abundantes serão aqueles compostos que contenham Si ligado ao O.
1.5. Estrutura dos silicatos
Estes corpos conforme visto anteriormente se denominam silicatos e
aluminossilicatos de Fe, MG, Ca, Na e K, que pela ação do intemperismo dão origem aos solos, tornando-se assim elementos importantes ao nosso estudo. Na realidade, todos os cátions que aparecem na Tabela 1.3., e muitos outros cátions presentes em quantidades menores na crosta terrestre, existem também em algumas espécies de silicatos. Os cátions que se encontram em um determinado silicato dependem em grande parte da estrutura atômica do mineral. Similarmente, a susceptibilidade do mineral à intemperização será também em função da estrutura atômica.
Sabe-se que a base de sustentação dos silicatos é o tetraedro de silício. (SiO4)-4.
A estrutura real que se forma dependerá da maneira como estas unidades estão
ligadas entre si. Os tetraedros de SiO4 podem existir como unidades independentes (estão unidos por cátions), ou os quatro oxigênios podem estar ligados com outros íons silício para formar cadeias, anéis ou estruturas reticulares.
A estrutura cristalina dependerá assim do número relativo unidades que a integra, além de seus tamanhos e propriedades de polarização. As estruturas se fundamentam no fato de estar cada íon de silício rodeado por quatro íons de oxigênio. As forças repulsivas entre órbitas de igual magnitude de carga determinam a colocação dos átomos de vértices de oxigênio nos vértices de um tetraedro tendo no centro o silício. (Figura 1.2.).
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Figura 1.2. Tetraedro de silício, unidade estrutural básica dos nesossilicatos (SiO4)
-4,
Nesossilicatos:
(neso = ilha, tetraedros isolados)
Estes minerais estão formados por unidades independentes de SiO4 ligadas por cátions divalentes. A olivina é o mais comum destes minerais tendo por fórmula (Mg, Fe)2 SiO4.
As olivinas são minerais de cor verde que integram uma série isomórfica com forsterita (Mg2 SiO4) e fayalita (Fe2 SiO4) como espécies, finais.
As olivinas mais comuns são mais ricas em magnésio que em ferro (Dana, 1960), apresentam uma exfoliação pobremente desenvolvida (Figura 1.2.).
Sorossilicatos:
(Soros = grupo) (tetraedros duplos)
Esta estrutura se forma quando um oxigênio se une a 2 (dois) tetraedros formando-se uma unidade estrutural Si2O7. Os exemplos mais comuns são a Hemimorfita: Zn4Si2O7(OH)2H2O e a Melilita = Ca2Mg Si2O7 que através de coordenações variadas mantém unidos os grupos Si2O7
= = =. (Não são comuns em solos os minerais deste tipo) (Figura 1.3.).
Figura 1.3. Tetraedros compartilhando um oxigênio comum (sorossilicatos)-(Si2O7)
-6
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Inossilicatos
(inos = fio) a) Cadeia Simples
Esta estrutura característica dos piroxênios, compreende o enlace de dois oxigênios de cada tetraedro para formar uma cadeia simples e comprida. Unidades (SiO3)n
-2 ou Si2O6.
As cadeias podem permanecer ligadas por Mg + + como no caso da Enstatita (MgSiO3) ou por Mg + + ou Fe + + como no caso da Hiperstênio (Mg Fe) SiO3. A augita é o mineral mais comum deste grupo, cuja fórmula é: Ca(Mg, Fe, Al) (SiAI)2O6.
Os piroxênios estão geralmente representados nos solos pela augita, mineral ferromagnesiano escuro comum em basaltos e outras rochas ígneas básicas (Figura 1.4.).
Figura.1.4. Inossilicatos de cadeia simples (SiO3)n
-2
Ciclossilicatos
Anéis de 3, 4 ou 6 tetraedros (SiO3) ou grupos Si6O18
Estas estruturas são similares às cadeias simples, exceto que aqui as cadelas estão fechadas em forma de círculo, de tal maneira que os tetraedros se colocam formando anéis hexagonais. Os anéis são de 3, 4 ou 6 tetraedros com as fórmulas básicas: Si3O9, Si4O12 e Si6O18 respectivamente. O anel Si6O18 é o retículo básico das estruturas dos minerais mais comuns e importantes: berilo – Be3Al2(SiO3)6; turmalina –
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Na(Mg, Fe)3 Al6 (BO3). Os ciclossilicatos mais comuns são relativamente mais resistentes à alteração e persistem nas rochas secundárias. b) Cadeia Dupla
Caracterizam esta estrutura os anfibólios e se forma mediante a condenação de duas cadeias simples, de modo que se unam por meio de 2,5 oxigênios para cada tetraedro (Figura 1.5.). A unidade básica é (Si4O11)n
-6. A hornblenda (NaCa)2 (Mg, Fe, Al)5 (SiAl)4O11 é um dos minerais mais abundantes deste grupo dos anfibólios que se encontram nas rochas.
A composição dos anfibólios pode representar-se por uma série isomórfica com tremolita, Ca2Mg5(Si4O11)2(OH)2 e actinolita, Ca2Fe5(Si4O11)2(OH)2 nos extremos (representados nas rochas metamórficas). Tremolita se apresenta geralmente em dolomitas metamórficas. Hornblenda está altamente distribuída nas rochas ígneas desde a sianita e granito até gabro e em rochas metamórficas (gneiss, anfibolitos, etc.).
Os inossilicatos apresentam exfoliação em duas direções paralelas às cadelas de tetraedros. Esta exfoliação debilita a estrutura e facilita sua alteração.
Figura 1.5. Inossilicato de Cadeia Dupla – (Si4O11)n
-6 .
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Filossilicatos:
Grupo (Si4O10)n-4 (Silicatos laminares)
Apresentam estrutura em lâminas onde 3 oxigênios de cada tetraedro são
compartilhados com os tetraedros adjacentes (Figura 1.6.). A maioria dos argilo-minerais pertencem a este grupo.
Figura 1.6. Filossilicatos ou silicatos laminares (Si4O10)n
-4 Os silicatos laminares são formados quando os íons em coordenação octaédrica se unem aos oxigênios apicais de uma lâmina de tetraedros.
Se os íons em coordenação octaédrica se unem aos oxigênios apicais de duas lâminas de tetraedros, formarão os silicatos laminares 2:1; as relações (1:1 e 2:1) se referem ao número de camadas de cátions em coordenação tetraédrica em relação ao número de camadas de cátions em coordenação octaédrica. Se entre as lâminas dos silicatos laminares 2:1, se introduz uma dupla camada de hidróxidos unidos por cátions em coordenação octaédrica se formam as estruturas 2:2.
O termo mineral trioctaedral se aplica quando o íon central for Mg2+ ou Fe2+: todas as posições possíveis são tomadas para o equilíbrio da estrutura (Figura 1.7.). Quando o Al3+ ocupa a posição central, somente 2/3 das posições possíveis são tomadas pelo mesmo para o equilíbrio da estrutura. Neste caso, o mineral é chamado de dioctaedral. (Figura 1.8.).
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Figura 1.7. Exemplo de mineral trioctaedral.
Figura 1.8. Exemplo de mineral dioctaedral (GRIM, 1952).
Tectossilicatos:
(tectos = armação) (silicatos reticulares)
Estruturalmente, representam o mais elevado grau de polimerização dos silicatos. Os tetraedros SiO4 ligam-se em uma trama tridimensional em que dada tetraedro tem todos os íons O compartilhados com tetraedros vizinhos. (Figura 1.9.). A composição básica é SiO2. Os exemplos mais comuns são o quartzo, feldspatos e feldspatoides.
O quartzo, SiO2, é constituído por tetraedros SiO4 não substituídos, No momento em que o AI+3 substitui o Si+4 nos tetraedros, provoca um déficit de carga que é neutralizado no interior da estrutura por K +, Na + ou Ca + + dando conseqüentemente a formação dos feldspatos.
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Figura 1.9. Representação esquemática da estrutura de tectossilicatos de composição
SiO2.
Os feldspatos plagioclásios, podem se considerar como uma série de substituição isomorfa com albita e anortita como membros extremos, Esta série ajustada de acordo com o conteúdo crescente de cálcio é: albita - oligoclásio - andesita - labradorita - bytownita - anortita.
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2 - GÊNESE DE SOLOS
2.1. Conceito
O solo pode ser considerado como a resultante da ação conjunta dos agentes
intempéricos sobre os restos minerais depositados e enriquecidos de detritos orgânicos. A sua formação tem início no momento em que as rochas entram em contato com o meio ambiente e começam a sofrer transformações. Com a intensidade que é função do meio, a rocha e seus minerais são submetidos a ação dos agentes do intemperismo, em que os fragmentos providos de tais rochas vão ficando cada vez menores e se acumulando nas encostas, baixadas ou mesmo sobre o próprio material de origem. Dessa maneira, é sobre este material geológico que se desenvolve o verdadeiro solo, resultante da ação de forças pedogenéticas.
O que deve ser ressaltado é que para a ciência do solo, a importância do intemperismo decorre não apenas de sua ação destruidora, mas principalmente de sua ação criadora, formadora do solo. Daí ser o intemperismo o processo geológico mais importante e chegado à vida do homem.
2.2. Intemperismo
2.2.1. Introdução
O intemperismo é um dos capítulos da mineralogia de solos que mais tem
contribuído para o conhecimento das transformações das rochas concluindo com a formação dos solos, podendo mesmo com sua ajuda entender os mecanismos atuantes sobre este meio.
A intensidade do intemperismo é altamente dependente de numerosos fatores os quais incluem tamanho das partículas constituintes as rochas, permeabilidade do manto rochoso, posição do nível freático, temperatura da rocha, composição e quantidade de água subterrânea, oxigênio e outras fases no sistema, macro e microflora presente e solubilidade relativa da rocha exposta.
Devido a esta complexidade de fatores que afetam este processo, os produtos resultantes variam consideravelmente entre lugares não muito distantes.
2.2.2. Definições de lntemperismo
O lntemperismo tem sido definido de várias maneiras "fracionamento das rochas",
"decomposição e alteração das rochas", "colápso da rocha", "deterioração da rocha", etc. No entanto, uma definição mais detalhada é dada por REICHE (1943) "Intemperismo é a
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resposta dos materiais que estavam em equilíbrio no interior da litosfera às condições no contato ou próxima ao seu contato com a atmosfera, hidrosfera e ainda da biosfera”.
Com a finalidade de estudar o processo mais detalhadamente, é, necessário diferenciá-lo em duas partes: lntemperismo físico e lntemperismo químico; no entanto deve ser ressaltado que- tanto um como o outro atuam de maneira simultânea, sendo impossível separá-los como tais na natureza.
Aqui deve ser feito uma diferenciação entre intemperismo e diagênese. De uma maneira geral o produto do intemperismo é acompanhado no processo sedimentológico, pelo transporte de material decomposto, deposição deste material e diagênese.
O intemperismo normalmente diz respeito a decomposição de materiais, ao passo que a diagênese à formação de outros materiais a partir dos produtos decompostos pelo primeiro processo.
2.2.3. lntemperismo Físico
Visando a parte didática, tanto o processo físico como o químico serão tratados
distintamente.
Assim, a intemperização física ou desintegração, envolve processos de subdivisão de massa rochosa em unidades menores por meios mecânicos. É a modificação de forma e tamanho das massas rochosas e dos minerais, sem haver alteração na composição química dos mesmos.
2.2.4. Intemperismo Químico
A intemperização química ou decomposição, atua modificando a composição
química da rocha e dos minerais.
Levando-se em conta o estudo da formação do solo, o intemperismo químico é de maior importância que a alteração física, isto porque, proporciona ao mesmo capacidade de nutrir os vegetais.
Há vários processos envolvidos no intemperismo químico de rochas comuns e minerais, tais como:
(Hidrólise)
A hidrólise é uma reação de dupla decomposição apresentada pela troca de componentes, H e OH da água e os elementos de uma rocha ou mineral.
É o processo mais importante de intemperismo químico, principalmente dos silicatos comuns e minerais aluminossilicatos. A equação geral de hidrólise de um silicato é:
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Silicato + H2O + H2CO3 = Cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4
c I aq aq aq aq aq
(BIRKELAND, 1974), onde: c = espécie cristalina I = líquido aq = espécie aquosa
A equação geral para um aluminossilicato é:
Aluminossilicato + H2O + H2CO3 = mineral de argila + Cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4
c I aq c aq aq aq aq
O ácido que é mostrado na reação é o H2CO3. Outros ácidos, tais como aqueles resultantes da decomposição de matéria orgânica são também importantes como fonte de Hidrogênio. Os produtos comuns da hidrólise são H4SiO4, HCO-
3 , OH-, juntamente com minerais de argila se o alumínio está presente na decomposição dos minerais e se são encontradas condições químicas, Mais detalhes de equações de intemperismo são dados na Tabela 2.1.
Os cátions resultantes das reações de intemperismo, podem ficar no solo, como integrante da rede cristalina dos minerais de argila, ou como íons trocáveis absorvidos na superfície das partículas coloidais. Alguns cátions podem ser removidos do sistema juntamente com o HCO-
3 por intermédio da água percolante, ou ainda ser absorvido pelo vegetal e voltar ao solo pela ciclagem.
A reação de hidrólise, é demonstrada pulverizando, fragmento de mineral em água destilada, e medindo-se pH da suspensão. O quartzo quando pulverizado em água hidrolisa-se para um pH 6 a7, mas os feldspatos se hidrolisam para dar um pH 8 a 10, os piroxênios 8 a 11 os anfibólios e feldspatoides 10 a 11. Estes valores de pH são de tal forma estáveis, que STEVENS e CARRON propuseram a identificação de minerais pelo método por eles denominado de "pH de abrasão". A Tabela 2.2. mostra valores de pH de abrasão para alguns minerais comuns.
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Tabela 2. 1. Equações representando a hidrólise de ortoclásio e albita com vários minerais de argila (BIRKELAND, 1974).
2KAISi3O8 + 2H+ + 9H2O H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2K+
(ortoclásio) aq l (Caolinita) aq aq c (c)
3KAlSi3O8 + 2H+ + 12H2O KAl3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K+
(ortoclásio) aq l (ilita) aq aq aq c c
2NaAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2Na+
(albita) aq l (Caolinita) aq aq c c
8NaAISi3O8 + 6H + 28H2O 3Na0,66Al2,66Si3,33O10(OH)2+14H4SiO4+6Na+
(albita) aq l (montmorilonita) aq aq c c
Tabela 2.2. Valores de pH de abrasão para minerais comuns.
Mineral Fórmula “pH de abrasão"
Silicatos Olivina (MgFe)2 SiO4 10;11 Augita Ca(Mg, Fe, AI) (AI, Si)2)6 10 Hornblenda Ca2 Na(Mg, Fe)4 (Al, Fe, Ti)3 . Si6O22(O,OH)2 10 Albita NaAlSi3O8 9;10 Oligoclásio Ab90-70 An10-30 8;9 Labradorita Ab50-30 An50-70 8;9 Biotita K(Mg, Fe) AlSi3O10 (OH)2 8;9 Anortita CaAI2Si2O8 8 Hyperstênio (Mg, Fe)2Si2O6 8 Muscovita KAl3Si3O10(OH)2 7;8 Ortoclásio KAlSi3O8 8 Montmorilonita (AI2Mg3) Si4O10 (OH)2 nH2O 6;7 Haloisita AI2Si2O5 (OH)4 6 Caolinita AI2Si2O5 5;7 Óxidos Bohemita AIO(OH) 6;7 Gibbsita AI(OH)3 6;7 Quartzo SiO2 6;7 Hematita Fe2O3 6 Carbonatos Dolomita CaMg(CO3)2 9;10 Calcita CaCO3 8
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a) Efeito do pH sobre a solubilidade da alumina (AI2O3), sílica (SiO2) e ferro (Fe2O3).
O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 está representado na
Figura 2.1., KELLER (1968).
Figura 2.1. Solubilidade da sílica, alumina e ferro em função do pH.
(Extraído de MASON, 1966).
Em pH 10. ou superior, tanto o Al2O3 como o SiO2 são relativamente solúveis e portanto as pequenas quantidades dos mesmos que são liberadas durante a hidrólise, nesses valores altos de pH, são provavelmente arrastadas em solução.
Por exemplo, o Al2O3 e O SiO2 liberados da nefelina e dos anfibólios hidrolizados (ambos tem pH de abrasão 10 - 11) são provavelmente arrastados, a menos que ou até que as soluções encontrem condições que:
1) abaixem o pH, ou
2) evaporem parte da água.
Suponha-se que o pH de uma solução derivada da nefelina sobre hidrólise é reduzido de 10 para 8 (o que é inteiramente provável na natureza) e observe-se o efeito sobre a solubilidade do Al2O3 e SiO2. Para um pH 8 a solubilidade do Al2O3 é reduzida a praticamente zero, mas a solubilidade do SiO2 é reduzida apenas para 1/4 daquela apresentada em pH 10. Espera-se portanto que a um pH 8 o Al2O3 hidratado se precipite, provavelmente segundo gibbsita (AI2O3 . 3H2O) ou como diáspore ou boehmita
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(AI2O3 . H2O), minerais estes comuns na bauxita, enquanto que a maior parte ou todo o SiO2 permanecerá em solução e será removido.
Vejamos agora o que acontece quando uma rocha que está sendo hidrolisada seja banhada em água subterrânea com pH 5 a 6, valor comum para este tipo de água, que é rica em CO2 e ácidos orgânicos. A solubilidade, tanto do Al2O3 como do SiO2 originados da rocha, será relativamente baixa, condição esta que poderá conduzir à combinação dos mesmos para um aluminossilicato relativamente insolúvel tal como caolinita.
Dessa maneira, em um pH baixo, as rochas podem se intemperizar para caolinita, ao passo que em pH mais alto, os produtos intemperizados podem ser depositados como alumina e sílica hidratadas não combinadas e separadas. Uma combinação posterior da sílica com alumina condicionada também ao pH, é representada pela ressilicatização da gibbsita para caolinita.
Do exposto anteriormente é proposto o seguinte resumo:
1º - Se a precipitação pluviométrica é abundante, o efeito combinado do pH da água da chuva e o pH alto dos silicatos hidrolisados tais como nefelina e anfibólios, produz no sistema de intemperismo um pH intermediário, porém alcalino resultando na separação de Al2O3 e SiO2 sob a forma de bauxita e sílica solúvel.
2º - Se a precipitação pluviométrica é escassa e a evaporação anual excede a precipitação, a água é insuficiente para levar em solução todos os íons SiO2, Al2O3 e M (alcalino e alcalino-terroso) mesmo quando o pH é alto. Os produtos restantes do intemperismo dos silicatos incluem íons M, Al2O3.e SiO2 que se combinam para formar montmoritonita, ilita e zeólitas.
3º - Se a precipitação é moderada, esta é suficiente para remover a maior parte dos íons M, mas não abundante para transportar a contribuição em íons H do H2CO3, ácidos de plantas, etc. O pH é então bastante baixo para manter tanto o Al2O3 como o SiO2 relativamente insolúveis. Uma combinação do H, Al2O3 e SiO2 resulta na formação dos minerais de argila do grupo da caolinita.
b) influência dos vegetais na hidrólise
As plantas vivas através das raízes são fonte contínua de fornecimento de íons H+ para as argilas, criando dessa maneira um ambiente ácido, intemperizando as rochas e minerais presentes (Figura 2.2.).
Vários pesquisadores,(Jenny e Overstreet (1939), Williams and Coleman (1950) e Graham and Baker (1951)) citados por KELLER (1968), demonstraram que radicelas das pIantas conduzem cargas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no solo, por uma atmosfera iônica a qual composta principalmente de íons H+. Por exemplo, o pH das raízes de plantas comuns, tais como cevada, milho, algodão, alface, amendoim, beterraba, fumo e tomate varia de 2,00 a 3,85 e a capacidade de troca de cátions dessas raízes está em torno de 14mE/100g.
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Figura 2.2. Diagrama que mostra a ação das raízes na hidrólise, KELLER, 1964.
De acordo com o diagrama da Figura 2.2, a raiz fornece íons H+ ao mineral de argila e este H+ entra na hidrólise atacando um mineral rico ei Ca + +, Mg +, K +, etc., (por exemplo um feldspato) ou um outro mineral qualquer.
Carbonatação
A combinação dos íons carbonato, Co3- - , bicarbonato, HCO3
- com um material geológico pode ser chamado carbonatação. Cálcio, magnésio e rochas contendo ferro são comumente intemperizadas por carbonatação, como ilustrado pela seguinte equação. A água dissolve ou combina com o dióxido de carbono para formar o ácido carbônico, não necessariamente nas proporções indicadas abaixo.
3H2O + 3CO2 H2CO3 + 3H+ + CO3- - + HCO3
-
Se a água carbonatada reage com a dolomita, posteriormente esta pode ser dissolvida como carbonato relativamente solúvel.
CaMg(CO3)2 + 2CO2 + 2H2O Ca(HCO3)2 + Mg(HCO3)2
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Hidratação
A adição de moléculas de água na rocha ou no mineral é o processo chamado de hidratação. A hidratação comumente ocorre durante a hidrólise, oxidação e carbonatação. A expansão das substâncias normalmente é acompanhada da hidratação. A presença de água em um mineral é indicada na fórmula mineral pelo grupo OH, como na caolinita, e por nH2O, como na gipsita.
A reação mais comum é aquela que envolve óxidos e hidróxidos de ferro conforme abaixo.
Fe2O3 + H2O 2FeOOH
(Hematita) (goethita)
Os hidróxidos de ferro estão sujeitos à desidratações irreversíveis, quando submetidos ao envelhecimento. Essa tendência é particularmente apresentada pelos solos das regiões tropicais.
Oxidação As reações de oxidação envolvem uma transferência da elétrons. O ferro (Fe + +) é oxidado a ferro (Fe + + +) pela perda de um elétron, ou carga negativa. Do mesmo modo o Fe + + + é reduzido a Fe + + , pelo ganho de um elétron. Tais reações podem ser assim representadas:
oxidação
Fe + + Fe + + + + é
redução
É muito comum a presença de Fe + + nos minerais primários, fazendo parte da rede
cristalina do mineral. Satisfazendo nesta apenas duas cargas negativas, se oxidado, provoca o desequilíbrio das condições anteriores, pela perda de um elétron. Esse desequilíbrio pode levar à desorganização da rede e demolição de toda estrutura, da qual o ferro fazia parte.
Quelação
A quelacão. Também chamada “complexação” , consiste numa forte retenção de íon, usualmente um metal, no interior da estrutura de um composto químico que é quelado. Os agentes quelantes são responsáveis por uma qualidade considerável de material intemperizado e que em certas condições pode ultrapassar a própria hidrólise.
Os processos biológicos formam os agentes quelantes, que normalmente são excretados por líquens que desenvolvem sobre as rochas.
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2.2.5. Relação da estrutura mineral com o intemperismo e índice de intemperismo
É sabido que a susceptibilidade de um mineral ao intemperismo em igualdade de
condições físicas, é função de sua estrutura atômica.
Assim os minerais do solo podem ser agrupados em ordem de estabilidade ou de susceptibilidade à intemperização. Dessa maneira, é proposto este modelo para determinar o grau de intemperização de um solo, para prever a reserva natural de nutrientes dos solos, para obter informações generalizadas a respeito das propriedades do solo (tais como, propriedades físicas, em função do tipo de argilo-minerais), para avaliar os efeitos das diversas condições ambientas na formação do solo e prever o efeito e contribuição dos minerais presentes no material inicial do solo. Como há uma grande diferença na superfície específica e conseqüente reatividade dos minerais, separa-se as partículas minerais do solo em duas classes de tamanho: a) areia-silte e b) argila. A sequência de estabilidade para fração argila, será tratada no assunto referente à mesma.
GOLDICH (1938) ordenou vários minerais em ordem decrescente de suas velocidades de intemperização, Figura 2.3. Esse arranjo de estabilidade de Goldich indica que os minerais das rochas ígneas formadas por último são mais estáveis nas temperaturas ordinárias do que os minerais formados em estádio precoce de cristalização. A seqüência de GOLDICH é a mesma encontrada nas séries de reações de BOWEN.
Figura 2.3. Sequência de intemperização nos minerais formadores das rochas.
23
Na série descontínua (Figura 2.3.), verifica-se um aumento de ligação dos tetraedros de silício dos minerais, com um conseqüente aumento da estabilidade (de cima para baixo). Assim temos o grupo da olivina (Mg, Fe)2SiO4, menos estável, devido ser formado de tetraedros isolados (nesossilicatos). No quartzo (SiO2), todos os átomos de oxigênios são repartidos com mais de um silício, formando uma ligação tetraédrica completa (tectossilicatos), sendo portanto o mineral mais estável. Verifica-se também uma diminuição no conteúdo de bases facilmente hidrolisáveis do topo à base.
Na série contínua (Figura 2.3.), a diminuição da estabilidade dos minerais se deve a um decréscimo no número de tetraedros de alumina do topo à base. Por isso, o ortoclásio (KAlSi3O8) é mais estável que o plagioclásio (CaAI2Si2O8).
Outros fatores, além do grau de união e o número de tetraedros de alumina, que parecem afetar a estabilidade dos minerais são os seguintes:
1º - à presença de ferro ferroso ou outros cátions que podem oxidar durante o intemperismo reduz muito a estabilidade estrutural, pois ao oxidar-se algum cátion deve abandonar a estrutura para manter a neutralidade eletrostática do arranjo cristalino. Na realidade, A presença de Fe2+ nos minerais é um dos fatores mais importantes que contribuem para a sua instabilidade frente ao intemperismo.
2º - Quanto mais intimamente estão agrupados os oxigênios ao redor do cátion em
posições que não sejam as tetraedrais, isto é, quanto menor for o volume ocupado pelos íons, mais estável é o mineral.
O contraste de resistência entre a olivina e a zirconita é um exemplo mais surpreendente do efeito de compacto da agrupação. Assim, pois, a olivina, um dos minerais menos resistentes, tem uma cela unitária com um volume de 291Å, ao passo que a zirconita, um dos minerais mais resistentes, tem uma cela unitária que contém o mesmo número de oxigênio que a olivina, mas ocupa um volume de somente 231Å.
3º - O fato de que há espaços vazios em certas partes da estrutura está
intimamente relacionado com o compacto de agrupação. Os espaços vazios não somente reduzem as forças eletrostáticas que mantém a estrutura unida, como, também, servem de ponto de entrada e saída ao interior de uma partícula de cristal e, portanto servem para acelerar as reações.
De acordo com HURT (1971) a alterabilidade dos minerais pode sintetizar-se nos
seguintes grupos:
a) Ultra-estáveis: rutilo, zirconita, turmalina.
b) Estáveis: leucoxeno, muscovita, clorita, hematita (não estável em ,condições de redução).
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c) Semi-estáveis: Apatita, monazita, estaurolita, silimanita, cianita, grupo do epidoto.
d) Não estáveis: Biotita, magnetita (instável em baixas condições oxidantes), ilmenita, hornblenda, augita, olivina.
BARSHD (1959), utiliza minerais específicos na avaliação do grau intempérico de
um solo e relação com sua gênese.
As seguintes relações podem ser utilizadas na comparação do intemperismo relativo de sedimentos (Solos) similares em superfícies geomorfológicas de diferentes idades.
Wp = Minerais não resistentes (instáveis) = Piroxênio + anfibólio Minerais resistentes (estáveis) zirconita + turmalina
ou também
W1 = feldspato quartzo
A primeira relação se associa com os minerais pesados, ao passo que a segunda se refere aos minerais leves.
A análise química total é o recurso mais utilizado na determinação da quantidade de elementos intemperizados de uma rocha. Com a finalidade de cálculo assume-se que o conteúdo de Al2O3 não muda após o intemperismo devido ser ela relativamente insolúvel na faixa de pH normal para solos
Os resultados químicos são também utilizados para comparação entre os diferentes solos de acordo com o grau de intemperismo. Para isto os valores químicos são recalculados para um único valor, o que torna fácil a comparação entre solos. Para isto as relações molares fornecem os melhores resultados. As mais utilizadas são: SiO2/AI2O3 sílica: alumina SiO2/Fe2O3 sílica : ferro SiO2/(AI203 + Fe2O3) sílica: sesquióxidos
(K2O + Na2O + CaO + MgO) / Al2O3
Todas estas relações de uma maneira geral decrescem após o intemperismo.
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2.3. Minerais argilosos e relacionados
Os minerais argilosos provém da alteração de minerais primários, cujos resíduos se
arranjam estruturalmente para formar um corpo mineralógico cristalino, com
características coloidais e de tamanho menor que 2 denominado argila.
O significado mineralógico é referido como: mineral alumino-silicatado, com grau variável de hidratação e estrutura microcristalina.
O significado granulométrico é definido segundo o critério específico utilizado. Para as classificações norte americana e internacional, o limite máximo se encontra no
diâmetro de 2 , não obstante, algumas classificações geológicas consideram diâmetros
de 4 como limite máximo.
O significado petrográfico é definido como rocha plástica em estado úmido,
integrada por elementos elásticos finos, com diâmetros compreendidos entre 4 e 2 .
As argilas apresentam importância em solos sob dois pontos de vista:
1 - Importância Edafológica
a) As argilas por apresentarem cargas negativas e, em menor proporção positivas, podem reter tanto cátions como ânions dentre os quais se apresentam elementos nutrientes tais como Ca2 +, Mg2 +, K+, NH+
4, PO3-4, SO2-
4, etc.
b) Devido as suas características de expansão e contração, as argilas influem nas características físicas do solo; a porosidade (macro e micro), infiltração, permeabilidade, difusibilidade térmica, densidade, etc., se vêem afetadas pelo conteúdo, argiloso presente.
c) A fertilidade potencial, em termos gerais, também estará associada a interpretação pedológica com base no tipo de argilo-mineral e as relações destes com o meio de formação.
2 - Importância Pedológica
Devido a sua relação com a gênese do solo e com base na ligação entre o meio e a argila formada neste, podem se deduzir aspectos evolutivos, idade e etapa intempérica presente no solo. Neste caso a argila deve ter sido formada no mesmo meio como resposta aos fatores processos de formação de solos e não ser herdada de materiais geológico! basais.
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2.3.1. Estudo das famílias mais Iimportantes de argilas e minerais relacionados
Existem várias classificações de argilas, sendo que cada uma tem resumido os
critérios dominantes segundo as diferentes escolas. Entre nós uma das mais comentadas, pode ser vista da Tabela 2.3.
Tabela 2.3. Classificação de minerais argilosos (GRIM, 1968).
I - Materiais Amorfos Grupo de alofana
II - Materiais cristalinos
A. Tipo de duas camadas (tetraedro - octaedro) 1. Equidimensionais: Grupo da Caolinita (caolinita, nacrita, etc.)
2. Alongada: Grupo da halloysita
B. Tipo de três camadas (duas tetraédricas e uma octaédrica) 1. Expansivas
a) Equidimensionais Grupo da montmorilonita
Vermiculita
b) Alongadas Grupo da montmorilonita (montronita, saponita, hectorita)
2. Não expansivas
Grupo da ilita (mica)
C. Tipo de camadas mistas regulares Grupo da clorita
D. Tipo de estrutura em cadeia
Atapulgita, Sepiolita
Nos estudos sobre gênese e evolução de solos, geralmente se encontra dentro da fração argilosa uma série de minerais e não um específico. É importante, dessa maneira, conhecer as características de cada um deles e seu significado genético, conhecimento que fundamentará sua interpretação posterior.
Minerais de argila do grupo da Caolinita
A estrutura destes minerais está composta por tetraedros de silício e octaedros de alumínio combinados na unidade estrutural, sendo por Isso denominada argilo-mineral do tipo 1:1 (Figuras 2.4. e 2.5.).
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Figura 2.4. Esquema da estrutura da célula da caolinita. Al4(Si4O10) (OH)8.
Figura 2.5. Diagrama esquemático da estrutura da camada de caolinita.
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As argilas deste tipo, são eletricamente neutras, não apresentando substituições isomorfas. A CTC é baixa (3 –15m E/100g), de tal maneira que qualquer carga que se desenvolve deverá originar-se por rompimento nas arestas do cristal, ou por dissociação do H+ ligado aos cátions estruturais, (GRIM, 1968).
Apresenta um espaçamento basal de 7,2 não é expansiva, não tem portanto capacidade de absorver água.
O ambiente propício para sua formação é:
a) Clima: a precipitação pluviométrica deve ser maior que a evapotranspiração (vide intemperismo).
b) O pH deve ser ácido com íon hidrogênio em excesso.
c) O solo deve ser bem drenado ter lixiviação constante de Ca + +, Mg ++ Na +, K + e uma remoção parcial de silício.
d) A relação silício: alumínio deve ser baixa.
São argilas comuns em solos muito intemperizados localizados nas regiões
tropicais e subtropicais. A sua dominância nestes solos conferem aos mesmos, ótimas características físicas, facilitando sobremaneira seu manejo, porém são pobres quimicamente (CTC = 3 - 15m E/100 gm) com vistas a fertilidade, pois sua reserva em nutrientes é praticamente nula.
A haloysita é um mineral pertencente ao grupo da caolinita, apresenta uma estrutura semelhante a da caolinita com uma fórmula geral AL2Si2O5(OH)42H2O. Apresenta-se em forma de cristais tubulares com espaçamento basal 10,2Å passando para 7,2 - 7,6 Å pela desidratação.
Estrutura da Pirofilita e do Talco
A estrutura dos minerais 2:1 pode ser considerada como derivada dos minerais Pirofilita e Talco, nos quais e através dos processos de substituição isomorfa, vão gerando minerais estruturalmente similares, mas que variam em características associadas com dita substituição. As estruturas comentadas podem ser observadas nas Figuras 2.6. e 2.7.
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Figura 2.6. Pirofilita, representação esquemática da metade da sua célula unitária.
Figura 2.7. Talco, representação da metade de sua célula unitária.
Minerais de argila do grupo de Montmorilonita
(Smectita) AI2Si4O10(OH)2
Os minerais do grupo da montmorilonita (Smectitas) são similares a pirofilita, com a exceção de que neles se realiza o fenômeno de substituição isomorfa.'
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As argilas deste grupo são constituídas por duas camadas de tetraedro de silício e uma de octaedro de alumínio sendo portanto minerais de relação 2:1 (Figura 2.8. e 2.9.).
Figura 2.8. Representação espacial da estrutura montmorilonita.
Figura 2.9. Esquema da montmorilonita.
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Um número inteiro de camada de água pode penetrar entre as unidades estruturais do mineral. Estas unidades estruturais estão fracamente retidas, dessa maneira este mineral pode se expandir consideravelmente ou contrair ao longo do eixo C, o que vai depender diretamente do íon presente entre as unidades.
O espaçamento basal deste mineral é de 14 Å, ao natural, sendo que com os tratamentos de aquecimento reduz para 10 Å e glicolação expande para 17 – 18 Å
A CTC deste argilo-mineral é elevada, variando de 80-150 ME/100g peso seco, resultante de substituições isomorfas e arestas quebradas.
O ambiente propício de formação está relacionado com:
a) Clima: a precipitação pluviométrica geralmente menor que a evapotranspiração.
b) Drenagem: solo mal drenado, com retenção de Ca, Mg, Na, e K, e ainda ferro disponível.
c) pH: um meio básico que proporcione suficiente Mg + + e Fe + + ,com adição de AL + + + e Si + + + +, é apto para a formação de montmorilonita.
A drenagem é fundamental para compreender a origem das argilas; sobre uma
mesma rocha básica (basalto por exemplo), se pode formar caolinita ou montmorilonita em função deste fator.
Vermiculita e minerais relacionados
O argilo-mineral vermiculita apresenta Mg + + e Fe + + nas camadas octaédricas e é do tipo trioctaedral, podendo portanto ser originária do talco, sendo assim do tipo 2:1 (Figura 2.10.). A diferença fundamental entre a vermiculita e talco é a substituição isomórfica do Si + + + + pelo A + + +. O déficit de cargas provocada pela substituição isomórfica é compensado pela presença de íons de Mg + + entre as unidades cristalográficas.
Outra diferença da vermiculita com relação ao Talco é a presença de água interlamelar, que pode ser de dois tipos:
1) Água ligada aos cátions trocáveis.
2) "Água livre" - que não circunda os cátions trocáveis sendo eliminada a uma temperatura de 110ºC.
A estrutura da vermiculita se relaciona com a da biotita, não obstante, na biotita o
potássio retém as lâminas mais fortemente que na vermiculita, razão pela qual a água ou os cátions não podem penetrar no espaço interlamelar.
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Figura 2.10. Estrutura e composição química de Vermiculita.
O déficit de carga produzido pela substituição isomorfa, origina uma CTC de valores maiores a 115 mE/100g (até 150 mE), ao passo que valores menores indicaram presença de esmectita pertencente ao grupo da montmorilonita.
Minerais cloríticos
A estrutura fundamental destes minerais se resume em camadas alternadas de mica e brucita.
A camada micácea é fundamentalmente trioctaedral e apresenta uma composição geral de: (Mg, Fe)3 (Si, AI)4O10 . (OH)2; por sua vez a camada brucítica apresenta (Mg, AI)3(OH)6.
Estes minerais por conseguinte, tendem a uma seqüência laminar 2:1:1 ou 2:2.
A camada micácea está desbalanceada devido a substituição de Si +4 por Al +3 . Esta deficiência de carga é compensada pela substituição de Mg 2+ por Al 3+ na camada brucítica.
As cloritas existem em forma primária, associadas com algumas rochas metamórficas ou em forma secundária, mediante a troca da camada brucítica por sua correspondente aluminosa (Fe e/ou AI) (Figura 2.1 l.).
A CTC destes minerais se apresenta entre 10 e 40 mE/100g.
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Figura 2.1 1. Representação espacial da clorita.
Minerais de argila com estrutura em cadeia
Fundamentalmente se encontram dois grupos de minerais com estrutura em cadeia correspondente as argilas:
grupo de paligorskita, atapulgita
grupo da sepiolita
Sabe-se que as características gerais destes minerais que se apresentam em forma de fibra não são bem conhecidas, havendo ainda confusão nas suas propriedades, apesar de ter sido encontrada em solos.
Materiais alofânicos
A fração argila de muitos solos contém alta quantidades de materiais amorfos com composições variáveis principalmente sua relação Al3O3 / SiO2 + Al2O3; em solos derivados de cinzas vulcânicas estes materiais recebem, o nome de "Alofana". Os materiais alofânicos apresentam seus constituintes (alumina, sílica, água) combinados ao acaso.
Um esquema de ligações químicas para o material amorfo (Figura 2.12.) é apresentado por AOMINE e YOSHINAGA.
As cargas negativas originadas da dissociação dos grupos AI(OH)3 e SIOH conforme reação abaixo, dão origem a uma CTC que varia de 20-50 mE /100g.
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Figura 2.12. Esquema das ligações químicas da alofana.
1) Dissociação dos íons H+ do grupo SiOH:
SiOH + H2O SiO - + H2O +
2) Dissociação do grupo AI(OH)3:
AI(OH)3 + H2O AIO- + H3O + + 2OH -
Os materiais alofânicos tem alto poder de fixação de fosfatos.
Na Tabela 2.4. pode-se observar uma classificação simplificada dos filossilicatos.
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Tabela 2.4. Classificação simplificada dos filossilicatos.
ARGILAS LAMINARES
Modelo te-oc-te (2:
1) Espaçamento basal (mínimo) 10 Aº - Dioctaedral (Al +3) + Substituição na camada tetraédrica . Espaçamento basal constante Muscovita llitas . Espaçamento basal variável Vermiculita (parte) + Sem substituição na camada tetraédrica . Espaçamento basal constante Sem substituição na camada octaédrica Pirofilita . Espaçamento basal variável Substituição na camada octaédrica Montmorilonita - Trioctaedral (Mg + 2) + Sem substituição Talco + Substituição na camada tetraédrica . Espaçamento basal constante Biotita . Espaçamento basal variável Vermiculita (parte)
Modelo Te-oc (1:1) Espaçamento basal 7 Aº - Dioctaedral (AI+3) + Sem substituição . Espaçamento basal constante Caulinita . Espaçamento basal variável (intercalação de H2O) Haloisita - Trioctaédrica (Mg +2) + Sem substituição Antigorita (serpentina)
Modelo te-oc-te-oc (2:1: Espaçamento basal 14 Aº Clorita - Trioctaedral
ARGILAS FIBROSAS
Espaçamento basal 10 Aº Attapulgita (palygorskita) Espaçamento basal 12 Aº
(Associação de uma fibra SiO2 e uma fibra Mg (OH)2 Sepiolita
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Hidróxidos e Óxidos de Ferro, Alumínio e Titânio em Solos
Verifica-se que o Si normalmente é removido do sistema mais rapidamente do que o Al, Fe e Ti (Figura 2.l.). Assim devido à grande intensidade de decomposição química de rochas e sedimentos das regiões tropicais, ocorre uma concentração de AI, Fe e Ti que apresentam uma menor solubilidade. Estes elementos se concentram nos solos em forma de hidróxidos e óxidos e são chamados de livres por apresentarem um único número de coordenação, sendo que os argilo-minerais são chamados combinados, pois são aluminossilicatos hidratados, com dois números de coordenação.
Os principais óxidos e hidróxidos encontrados nos solos são: a) óxidos de alumínio:
Gibbsita
O óxido de alumínio mais, abundante nos solos é a gibbsita - AI(OH)3 ou Al2O3 3H2O, sendo sua ocorrência verificada principalmente em regiões tropicais. A gibbsita é formada exclusivamente de átomos de alumínio em coordenação 6, ocupando o centro de um octaedro, envolvido por oxidrilas, formando uma folha dioctaedral.
Boemita (AIOOH)
A boemita é característica de solos muito intemperizados e normalmente está associada com a gibbsita. Os depósitos ricos em boemita recebem o nome de bauxito. b) Óxido de ferro:
As formas mais comuns que ocorrem em solos são a hematita (Fe2O3), que dá a cor vermelha aos mesmos, e a goethita (FeOOH), que dá cor amarela ou pardo avermelhado escuro. Os óxidos de ferro dos solos são usualmente produtos do intemperismo de minerais ricos em ferro. A hematita pode também ser herdada do material parental, rochas sedimentares, metamórficas e em certas rochas ígneas.
Magnetita (Fe3O4) - é magnético, herdada da rocha de origem. Geralmente ocorre na fração areia, tem cor escura e de grande ocorrência nos solos originados de rochas eruptivas basálticas (LR e TE). c) Óxido de Titânio:
As formas mais encontradas nos solos são o Rutilo (TiO2) e anatásio (TiO2). A diferença é que o rutilo pode ter sido herdado da rocha, o anatásio pode ser pedogenético - isto é - formado durante intemperismo.
Em solos muito intemperizados e desenvolvidos de rochas básicas frequentemente encontrada a ilmenita (TiFeO3).
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2.3.2. Propriedades das argilas
As propriedades das argilas são multas e muito variadas; entre as principais se
encontram as associadas com reações de adsorção, troca iônica, propriedades eletrocinéticas e eletroquímicas. Estas propriedades se fundamentam nas características coloidais, de superfície e de carga elétrica que apresentam estes minerais. Os pontos principais em relação com este aspecto são os seguintes:
Origem das cargas A carga, presente nas argilas se originam nas arestas e/ou por fenômenos de substituição isomorfa.
Origem das cargas negativas A carga negativa útil para a troca de cátions pode se originar da:
a) Substituição isomorfa do AI +3 pelo Mg + 2 ou Fe +2 nas camadas octaédricas dos minerais de argila.
b) Substituição isomorfa do Si +4 pelo AI +3 nas camadas tetraédricas dos minerais de argila.
c) Quebra (beirada das lâminas dos octaedros e tetraedros que não se prolongam indefinidamente, podendo haver um desequilíbrio de cargas não satisfeitas, conferindo carga negativa às micelas.
d) Dissociação de hidroxilas (ou oxidrilas) presentes nos vértices do octaedro, as quais podem originar cargas negativas, conforme esquema seguinte:
Enlace covalente em meio básico -
Si - OH Si- O + H2O
(presença de OH -)
A substituição isomorfa é um fenômeno mais importante para os argilo-minerais 2:1, ao passo que a quebra de arestas e dissecação de hidroxilas itens (c e d) são mais importantes para os argilo-minerais 1:1.
Na matéria orgânica a carga negativa é originada pela dissecação dos radicais COOH e OH. Os principais grupos são:
1) Çarboxílicos, que contribuem em geral com 55% das cargas negativas da matéria orgânica.
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R – COOH R – COO - + H +
2) Fenólicos, contribuem com aproximadamente 35% das cargas da matéria orgânica.
3) Imidas, que contribuem com aproximadamente 10% das cargas da matéria orgânica.
A capacidade de troca de cátions (CTC) rios minerais de argila origina-se
principalmente, como foi visto, de substituições isomorfas. A da matéria orgânica, por outro lado, depende essencialmente do pH. Assim, medida que o pH aumenta, o hidrogênio destes grupos se dissocia e se combina com a hidroxila do meio, formando água. O hidrogênio liberado pode ser substituído por outros cátions aumentando assim a C T C da matéria orgânica. Os hidrogênios dos grupos carboxílicos e fenólicos não são trocáveis, mas neutralizáveis, necessitando, para isso, a presença de uma fase que é conseguida elevando-se o pH do meio.
A maior parte dos solos apresenta balanço de carga negativo, por isso são chamados de eletronegativos, em que os cátions (Ca 2+, Mg 2+ , Na +, K +, H +, AI +3 e outros) são trocados entre as fases sólida e líquida e mesmo entre as fases sólidas. No entanto, existem alguns solos (principalmente em alguns latossolos), em que o balanço de cargas é positivo. São por isso denominados de eletropositivos, em que os ânions (SO4
-2, CI -, NO3
-, H2PO4-, HNO3
-) são trocados entre as fases sólida e, líquida e mesmo entre as fases sólidas do solo.
A CTC da matéria é bastante alta, variando de 150 a 300 mE/100g.
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A capacidade de troca de cátions da matéria orgânica aumenta muito com a elevação do pH. Um exemplo é dado por Ruellan e Delétang ao, estudar um solo com 3,3% de matéria orgânica e 13,3% de argila. Concluíram que a matéria orgânica a pH 2,5 representava 19% da CTC, a passo que a pH 8, representava 45%, Tabela 2.5. Tabela 2.5. pH e sua influência na capacidade de troca de cátions.
CTC - mE/100g pH ______________________________________________
matéria orgânica fração argila
2,5 36 38 3,5 73 46 5,0 127 54 6,0 131 56
7,0 136 60 8,0 313 64
A matéria orgânica no solo normalmente forma complexos com outros elementos, tais como, o alumínio e o ferro. A precipitação desse alumínio, motivada pelo aumento de pH, gera também cargas negativas como no exemplo abaixo:
Em todos exemplos vistos, o aparecimento de cargas negativas por associação do radical OH ou por precipitação de alumínio gera cargas dependentes de pH.
Origem das cargas positivas
A carga positiva normalmente encontra-se em todos os solos, mas dificilmente o seu número ultrapassa ao da carga negativa. Quando isto acontece elas podem ser provenientes da:
1) Dissociação dos íons OH - dos óxidos e hidróxidos de Fe, AI e Mn, sendo que esta dissociação aumenta a acidificação do solo:
ROH + H + R + + H2O
2) Dissociação das hidroxilas expostas nas arestas ou superfícies quebradas das argilas.
3) Exposição dos grupos tetraédricos e octaédricos dos argilo-minerais, que pela adsorção de cátions da solução do solo, adquirem carga positiva, possibilitando a fixação de ânions pelas valências que permanecem livres.
40
Carga permanente e dependente do pH
A carga, permanente geralmente é fixa portanto não depende do pH do solo, sendo originada das substituições isomorfas nos minerais de argila.
Quando o pH é superior a 6, a CTC aumenta, e a diferença é chamada de carga variável: esta diferença é provocada sobretudo na matéria orgânica em razão da dissolução dos íons hidróxidos H - OH.
É portanto, impossível comparar os valores de CTC feitos a pH diferentes: assim a medida da capacidade de troca terá, forçosamente, um caráter convencional.
Uma convenção faz com que a capacidade de troca seja medida a pH 7 (quando não é o caso, o experimentador deve indicá-lo claramente).
As características das cargas dos minerais de solo podem ser vistas na Tabela 2.6. A capacidade de troca total (CTC) se refere aos valores determinados pela extração com BaCI2 - Trietonolamina, tamponada a um pH 8,2. A capacidade de troca catiônica permanente é a soma dos cátions extraídos por uma solução de sal não tamponada, como o KCI, no pH atual do solo. É chamada de CTC efetiva do solo.
Esta CTC não é a que reflete total mente a carga permanente do solo mas talvez seja a mais realística de todos, porque ela é medida no solo com as condições de pH de campo.
A diferença entre CTC estimada a pH 8,2 e a CTC efetiva é considerada cargas variáveis dependente do pH.
A Tabela 2.6., evidencia que a maior parte dos minerais de argila 2:1 possui CTC permanente. Os argilo-minerais 1:1 possuem ambas as cargas: as permanentes devido a substituição isomorfa e as cargas variáveis devido aos efeitos das arestas e estruturas quebradas. Já os hidróxidos de Fe e Al, a alofana e a turfa possuem predominância de cargas variáveis.
Verifica-se que os solos com predominância de minerais de argila 2:1, o aumento da capacidade de troca de cátions (CTC) é pequeno quando o pH é elevado dos valores de pH do solo, a pH 7,0 sendo na montmorilonita e vermiculita a substituição isomórfica é responsável por 80% do total dai CTC. Ao passo que o aumento é significativo nos solos que predominam os minerais de argila 1:1 e os óxidos de Fe e Ai. A Figura 2.13., ilustra a CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita.
Observa-se que as cargas dependentes do pH não são observadas em pH ácido, pois são neutralizadas por ligações covalentes com H+.
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Tabela 2.6. Características de cargas de alguns minerais de fração argila (mE/100g argila) de solos de Kenya.
Capacidade de troca de cátions Capacidade de Material troca de ânions
Permanente Variável Total
Montmorilonita 112 6 118 1 Vermiculita 85 0 85 0 llita 11 8 19 3 Haloisita 6 12 18 15 Caulinita 1 3 4 2 Gibbsita 0 5 5 5 Goethita 0 4 4 4 Alofana 10 41 51 17 Turfa 38 98 136 6
Figura 2.13. Ilustração da CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita,
Capacidade de troca de cátions
A capacidade de troca de cátions é a propriedade que tem o solo, e mais especialmente, os colóides, de trocar cátions de uma maneira reversível.
Existem, naturalmente, uma capacidade de troca particular da argila e uma outra particular do húmus. Praticamente, mede-se a capacidade de troca sobre o solo inteiro, peneirado a 2 mm; portanto, ao mesmo tempo sobre a argila e o húmus quando este existe.
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A capacidade de troca de cátions (CTC) corresponde à quantidade máxima de cátions que o solo é capaz de adsorver.
É internacionalmente designada pela letra T.
É expressa em mE para 100g de Terra fina, peneirada a 2 mm. A tabela 2.7. apresenta os valores da CTC para diversos materiais do solo.
Deve-se lembrar que o equivalente-grama corresponde ao peso do átomo-grama, dividido pela valência. Por exemplo:
1 equivalente-g = 1.000 mE = 39 g de K 1 equivalente-g = 1.000 mE = 40/2 = 20 g de Ca
Tabela 2.7. Capacidade de troca de cátions de diversos materiais do solo.
Material CTC aproximado (mE/1 00g peso seco)
Matéria orgânica 150 - 500 Caulinita 3 - 1 5 Haloisita 5 - 10
Haloisita hidratada 40 - 50 Ilita (Mica) 10 - 40 Clorita 10 - 40 Montmorilonita 80 - 150 Vermiculita 100 - 150 Alofana 25 - 70 Óxido de Fe e AI 4 Feldspato 1 - 2 Basalto 1 - 3 Zeólita 230 - 620
Soma das bases trocáveis ou S ou SBT
É a soma de cátions além, de H + e AI + + + .+, efetivamente fixados sobre o solo num momento dado. É expressa em miliequivalente (mE) para 100 g de terra fina peneirada a 2 mm.
Os cátions Ca +2, Mg +2, Na + e K+, de uma maneira geral, são os principais elementos básicos encontrados na solução dos solos.
Observa-se que os solos que apresentam soma de bases baixa, normalmente são ácidos, isto porque, a maioria das cargas, negativas são satisfeitas com H + ou AI +3 que controlam o equilíbrio.
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Estes solos são geralmente profundos, altamente intemperizados e encontrados em regiões tropicais e subtropicais. As bases foram perdidas, por lixiviação pelas águas de drenagem.
Grau de saturação em bases ou V
É representado por V (%) e corresponde à medida em percentual de S em relação a T, ou é a porcentagem das cargas negativas ou da capacidade de troca de cátions de um solo ocupada pelas bases trocáveis (Ca +2 , Mg 2+, Na + e K +). O valor V pode ser calculado de acordo com seguinte fórmula:
V = 100 S T
pH e o ponto de carga zero
O balanço de cargas de um sistema óxido pode ser facilmente medido, determinando-se o pH em água e em KCI N.
A diferença entre o pH em KCI e em água resulta o pH. Se este for positivo, o balanço de cargas será positivo, assim teremos a capacidade de troca de ânions (CTA).
Caso o pH for negativo, o balanço de cargas será negativo, então teremos a capacidade de troca de cátions (CTC). Assim o sinal do A pH corresponde ao sinal do balanço de carga do colóide.
No sistema silicatado o pH é sempre negativo, conforme reação ilustrada abaixo:
Assim, o pH em água é mais elevado do que o pH em KCI. No sistema óxido o pH pode ser positivo ou negativo, dependendo do pH atual do solo. Se o sistema óxido tem balanço positivo de carga, ocorre a seguinte reação quando o pH é medido:
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Quando um solo possui pH negativo, isto não significa uma total ausência de cargas positivas na superfície dos colóides. Um número pequeno de cargas positivas ocorrem nestas condições, talvez em áreas isoladas das cargas negativas. O sistema silicatado recoberto pelos óxidos, representa provavelmente os . solos vermelhos tropicais que possuem predominância de caulinita, haloisita ou minerais interestratificados.
As camadas de silicato são recobertas por fina camada de óxidos de ferro e alumínio. Sua capacidade de troca de cátions é mais baixa do que o sistema silicatado, porque algumas cargas negativas que aparecem devido a substituição isomorfa são balanceadas com as cargas positivas dos óxidos.
Este recobrimento de óxidos não fornece a expansão e contração de certos minerais 2:1, alterando, portanto as propriedades físicas de certos solos. A Figura 2.14. mostra a camada de silicatos recoberta pelos óxidos.
Figura 2.14. Camada de silicatos recoberta pelos óxidos.
Observa-se que o componente da camada de silicato apresenta um balanço negativo de cargas, e o recobrimento de óxido apresenta um balanço positivo de cargas, a pH ácido. A um pH abaixo de 4, o sistema pode ter um balanço positivo, sendo que atinge ponto de carga zero a um pH 4, e conseqüentemente, a um pH acima de 4 o balanço é negativo.
Capacidade de troca de cátion e seu manejo
Uma capacidade de troca de cátion efetiva de no mínimo 4 mE/100g é necessário para reter a maioria dos cátions contra a lixiviação. Valores altos de CTC são ainda melhores, especialmente se os cátions trocáveis são básicos. Devido ao elevado grau de intemperismo dos minerais, ou a uma textura grosseira, muitos solos tropicais comumente apresentam uma CTC efetiva menor que 4. Nestes solos, aumentar a CTC é o objetivo desejado, e este objetivo é atingido através de duas maneiras: aumentar o teor de matéria
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orgânica e fazer a calagem nos solos ácidos de sistema óxido ou de silicato recoberto por óxido.
A capacidade de troca de cátions de solos muito ácidos, que possuem um sistema óxido ou de recobrimento com óxido, pode ser aumentada através de calagem devido a predominância de cargas dependentes de pH. A calagem a um pH 5,5 ou 6,0 parece ser o nível mais indicado.
Em muitos solos que possuem um sistema óxido ou recobrimento com óxido, a matéria orgânica contribui com a quase totalidade da CTC. Em alguns latossolos, a manutenção da matéria orgânica é praticamente sinônimo da manutenção da CTC.
2.3.3. Sequência de intemperização em minerais de tamanho da argila
A intemperização dos minerais na fração argilosa dos solos, oferece um aspecto
algo diferente da intemperização dos minerais das rochas. Os minerais secundários (produtos secundários da intemperização dos minerais primários formadores de rochas), predominam nas argilas.
No item 2.2.3. desta apostila discutiu-se sobre a seqüência de estabilidade para os minerais constituintes das frações silte e areia, cujos minerais são denominados de primários, pois provém diretamente das rochas, devido principalmente ao processo de desintegração. Dessa maneira, diz-se que o mineral foi herdado da rocha. Estes minerais continuaram sofrendo intemperismo físico ou químico. A decomposição química normalmente libera elementos solúveis, formando novos minerais (mineral secundário).
Com a evolução dos estudos mineralógicos, principalmente da fração coloidal dos solos, os pesquisadores observaram que a fração argila não se intemperizava de acordo com os conceitos já provados, isto é, de acordo com a série de estabilidade de Goldich.
Baseado nestas considerações foi que em 1948, Jackson et ai, introduziram na ciência do solo, as bases de uma seqüência de intemperização para os minerais de tamanho da argila, que pode ser visto na Tabela 2.8.
Ao observar a Tabela 2.8., pode deduzir-se que a estabilidade relativa, é a seguinte: óxidos e/ou hidróxidos de Ti, Fe e Al > silicatos laminares aluminosos > quartzo > feldspatos alcalinos > silicatos laminares ferruginosos > anfibólios e piroxênios > carbonato > sais solúveis.
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Tabela 2.8. Seqüência de lntemperização dos minerais de tamanho da argila.
Estágio de Minerais Representativos Intemperismo
1 Sais solúveis, gesso, cloreto de sódio. 2 Calcita, dolomita, apatita e aragonita. 3 Olivinas, piroxinios, anfibólios (diopsídio, enstatita, hornblenda, etc.) 4 Biotita, glauconita, clorita, ferruginosa, serpentina, antigorita. 5 Anortita, albita, ortoclásio, microclina. 6 Quartzo, cristobalita. 7 Ilita, muscovita, sericita. 8 Vermiculita. 9 Montmorilonita, clorita-aluminosa. 10 Haloisita, caolinita. 11 Gibbsita, bohemita, alofana, óxidos de alumínio. 12 Hematita, goetita, limonita, óxidos de ferro. 13 Anatásio, zirconita, rutilo, ilmenita, óxidos de titânio.
A aplicação da seqüência de Jackson et al, possibilita determinar:
1) O que ocorre na rocha durante a sua decomposição e posterior formação do solo;
2) As transformações que ocorrem no próprio solo;
3) O curso de intemperização de um solo ou de um sedimento e interpretar a ordem de sucessão dos minerais durante o processo de intemperização.
Dessa maneira, observa-se que os solos cujos minerais predominantes estão entre os estágios de 1 a 5 são considerados pouco intemperizados; dos estágios 6 a 9 são considerados moderadamente intemperizados e, dos estágios 10 a 13 são considerados altamente intemperizados.
Os minerais da, fração argila mais frequente em nossos solos aparecem nos últimos quatro estágios. A caolinita (estágio 10), vindo logo abaixo a montmorilonita (estágio 9), o que explica a ocasional presença deste mineral lado dos minerais dos últimos estágios. A gibbsita, produto da dessilicatização da caolinita, e alofana, aparece no estágio 11. Hematita estágio 12 e anatásio (óxido de titânio) estágio 13, são os componentes dos dois últimos estágios, sendo que o anatásio deve ser mais estável que a hematita, pois não é afetado em condições redutoras.
O estado de evolução dos solos pode ser comparado, utilizando-se dos índices de intemperismo, levando-se em consideração os estágios da seqüência de estabilidade
dos minerais menores que 2 (Jackson et al), obtendo uma intemperização média, que pode ser calculada como segue:
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IM = (p.s)
(s)
Onde: IM = intemperismo médio p = estágio de intemperização do mineral s = porcentagem do mineral
Exemplo:
Utilizando-se dos valores obtidos por SOUZA (1971) para um Latossol Vermelho
escuro (LE) e um Latossol Vermelho Amarelo (LV), Tabela 2.9., calcular o intemperismo médio (IM) utilizando-se do subhorizonte Bw. Pergunta-se: Qual solo é mais intemperizado baseando na mineralogia da argila? Tabela 2.9. Composição mineralógica dos perfis Latossol Vermelho escuro (LE) e
Latossol Vermelho amarelo (LV) da região de lracemápolis (SP), SOUZA, et al, 1971.
Hori- Cauli- Gibbsita Material Mica Ver- Montmo- Total zontes nita amorfo miculita rilonita
Latossol Vermelho Escuro (LE) Ap 63 - 18 3 6 - 90 Bw 65 - 17 3 7 - 92 IICI 50 - 15 7 20 - 92 Latossol Vermelho Amarelo (LV) Ap 67 5 17 0 7 0 91 Bw 73 8 12 0 2 0 95 B31 68 8 13 3 3 0 97
Cálculo para o LE:
lM = 65 x 10 + 17 x 11 + 3 x 7 + 7 x 8 = 914 = 9,93 92 92
Cálculo para o LV:
IM = 73 x 10 + 8 x 11 + 12 x 11 + 2 x 8 = 966 = 10,17 95 95
O solo mais intemperizado é o Latossol Vermelho amarelo (LV), pois apresenta um maior índice de intemperismo.
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3 - FATORES DE FORMAÇÃO DE SOLOS
O solo é um corpo natural, formado sob a ação de fatores e processos, que interferem em sua diferenciação e caracterização, e com propriedades diferentes dos corpos que atuaram em sua evolução (Tabela 3.1.). Os fatores são agentes externos, enquanto os processos são fenômenos internos, responsáveis pela formação dos solos. Tabela 3. 1. A formação e morfologia de solo resulta da interação de fatores e processos de formação.
Fatores de formação Processos de formação (externos) (internos)
- material de origem - adições - organismos - perdas - relevo - translocações - tempo - transformações
O fator de formação do solo, pode ser definido como agentes, forças, condições ou combinações entre eles, que influenciou ou podem influenciar sobre o material de origem com a potencialidade de determinar sua mudança.
Os fatores de formação segundo JENNY (1941), atuam de acordo com a equação:
S = f (cl, o, mo, top, t ...)
onde:
S = solo f = função de cl = clima o = organismos (plantas, animais) top = topografia t = tempo mo = material de origem ... = fatores desconhecidos
Do estudo dos fatores de formação se estabelece diferença entre fatores ativos
(clima e organismo) e fatores passivos (material de origem, relevo e tempo) sendo o principal destes últimos o relacionado com a rocha à partir da qual se constitui o solo.
Mediante a ação dos fatores de formação, a rocha se altera e origina um meio (corpo natural) que será mais diferenciado dela à medida que os fatores atuarem com maior intensidade. Um solo jovem porém, terá maior relação com a rocha que o originou,
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se comparado com um solo maturo, o qual alcança seu estado de equilíbrio com a vegetação e o clima.
Na equação 1, S é uma variável dependente e os fatores são considerados variáveis independentes. O estudo de um determinado fatore feito considerando-se os demais como constante, assim:
S = f (mo) cl, o, top, t,
onde:
S é função apenas de mo (variável independente)
A colocação dos fatores de estudo em forma de uma equação traz uma série de inconvenientes, entre os quais a quantificação e a dependência de certos fatores. Assim, se considerarmos o fator biótico e o material de origem, estes não podem ser quantificados. Na maioria das vezes, eles podem ser descritos em termos qualitativos. Por outro lado, os organismos são dependentes do clima e das características do solo, não podendo ser considerado como variável independente.
Dessa maneira, os fatores de formação serão tratados como fatores em si, e não, tomando parte de uma equação. Também não é possível colocar tais fatores em ordem de importância, pois são interdependentes e sua importância relativa nem sempre é a mesma.
3.1. Material de origem
Há uma influência acentuada em muitas propriedades do solo nos mais variados
graus. Nos estágios iniciais de intemperização é que esta influência é destacada, decrescendo à medida que o regolito cresce.
As principais idéias relacionadas com o material de origem são:
a) Tipos de materiais de origem:
- materiais orgânicos - materiais inorgânicos (minerais) - rochas ígneas - sedimentares e - metamórficas - rochas variáveis em composição mineralógica e química.
b) Mecanismos de alteração: mecanismos físico-químicos e de alteração biológica.
c) Produtos resultantes da alteração: argilas e minerais resistentes alteração.
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d) O material de origem está intimamente relacionado, através de seus constituintes, com o aparecimento de elementos menores e com a humificação dos materiais orgânicos presentes no solo,
O que deve ser observado é que, por definição, o material de origem é o material
que deu formação ao solo. Alguns autores afirmam que o horizonte C (termo puramente descritivo) é o material de origem. Se material de origem é material à partir do qual o solo se formou, existindo solo não existe mais material de origem. O horizonte C pode representar, portanto, o remanescente do material de origem. Mesmo a afirmação de que os horizontes A e B se formaram através do material idêntico ao C é perigosa, pois, em muitos casos, a rocha que deu origem ao solo pode não ser homogênea.
Características importantes das rochas na formação dos solos
A influência dos materiais inorgânicos (minerais) na formação do solo está intimamente relacionada com as características das rochas que tenham efeito na formação do solo, sendo que as principais são:
Composição mineralógica da rocha ou do material de origem
O conhecimento da composição química e mineralógica das rochas nos dá subsídios para avaliar as prováveis características físicas e químicas dela decorrentes, sendo que é imprescindível que se considere o clima da região. Na tabela 3.2. pode-se observar a composição química de algumas rochas.
As propriedades físicas e químicas afetam a formação do solo através de: a) Teor de elementos nutritivos existentes no solo.
De um modo geral o solo será tanto mais rico em elementos nutritivos quanto menos ácida é a rocha formadora do material de origem.
Esta acidez e alcalinidade referem-se, aos teores de sílica existentes na rocha que são:
Rochas ácidas - Quando os teores em SiO2 forem superiores a 65%. Neste caso a quantidade de SiO2 é tal, que forma os silicatos e ainda sobra, sendo que esta sobra é cristalizada sob a forma de quartzo.
Rochas neutras - Quando o teor de SiO2 é de 65 a 52% (pouco ou nenhum quartzo) e,
Rochas básicas - Quando o teor em SiO2 ocorre na proporção de 52 a 45%.
Neste caso há ausência de quartzo. Deve ser frisado que os termos ácido, básico ou neutro, absolutamente nada tem a ver com os respectivos caracteres químicos, ou seja com a concentração hidrogeniônica. São termos químicos incorretos, mas de uso clássico em Petrologia.
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Tabela 3.2. Composição química de algumas rochas.
Granito Basalto Arenito Calcário Folhelho Folhelho
SiO2 70,77 51,55 79,63 5,24 61,16 65,08 TiO2 0,39 1,40 0,25 0,06 0,68 0,72 Al2O3 14,59 14,95 4,85 0,82 16,21 17,25 Fe2O3 1,58 2,55 1,09 0,55 4,23 4,50 FeO 1,79 9,10 0,31 - 2,58 2,74 (Fe) (2,50) (8,86) (0,99) (0,43) (4,96) (5,28) MnO 0,12 0,20 Tr Tr Tr Tr MgO 0,89 6,63 1,18 7,96 2,57 2,24 CaO 2,01 10,00 5,59 42,97 3,27 0,52 Na2O 3,52 2,35 0,46 0,05 1,37 1,46 K2O 4,15 0,89 1,33 0,33 3,41 3,63 P2O5 0,19 0,30 0,08 0,04 0,18 0,19 CO2 - - - - - - - - - - - - - - - - 2,77 - - - -
Dessa maneira, quanto maior a porcentagem de elementos alcalinos, tanto mais escura é a rocha. As rochas ígneas ácidas são ricas em cátions monovalentes (K, Na); as rochas ígneas básicas, são escuras, pobres em quartzo e ricas em cátions divalentes (Ca, Mg), originando solos mais férteis. b) Natureza da reserva mineral do solo
A rocha além da contribuição no solo com os elementos químicos importantes para a vegetação, constitui também, através de seus fragmentos minerais ainda não totalmente decompostos, uma importante reserva, uma riqueza potencial do solo em elementos nutritivos. Tal reserva mineral pode ser detectada utilizando-se das análises mineralógicas. Um exemplo comum é o de um solo originado da rocha arenito quartzoso, que não apresenta nenhuma reserva mineral, enquanto que os solos originados à partir de rochas básicas, tem grandes reservas minerais importantes para a vegetação. c) Textura do solo
A natureza mineralógica e química da rocha, tem grande influência na textura do solo. Esta correlação depende da estabilidade relativa dos minerais das rochas e das proporções entre os minerais estáveis e os que se intemperizam facilmente. Dessa maneira, observa-se que rochas ácidas em geral, dão a formação de solos menos argilosos que as rochas básicas. Já os solos formados pelas rochas areníticas tem textura arenosa.
A textura influencia a taxa e profundidade de lixiviação, e isto esta relacionado com muitas propriedades do solo. A profundidade de lixiviação é governada pela textura (Figura 3.1.), sendo maior no solo de textura cascalhenta e menor no de textura fina. Pode-se observar também que os constituintes liberados pelo intemperismo no solo cascalhento pode ser lixiviado do solo antes que eles tenham a oportunidade para reagirem e formarem argila. Devido a textura, a quantidade de Ca + + liberada pelo
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intemperismo é maior no solo de textura fina. Este, em associação com a menor lixiviação, pode formar um horizonte rico em carbonato de cálcio (Cca). A grande lixiviação no solo de textura grosseira e cascalhenta, especialmente durante os anos mais úmidos, pode manter o nível de Ca + + muito baixo, insuficiente para a formação do horizonte com carbonato de cálcio.
Figura 3.1. Profundidade hipotética de lixiviação relacionada com a textura do material
originário
Estrutura das rochas
A estrutura das rochas é definida como o aspecto do arranjamento dos minerais na rocha. Esta característica é que determina a maior ou menor mobilidade da água nas rochas sedimentares ou compactas alteradas. Na rocha com granulação grosseira, os poros são maiores que na de granulação fina, havendo uma tendência para a movimentação das partículas mais finas e dos sais solúveis.
Uma vez havido a fragmentação da rocha, o desenvolvimento posterior será comandado pela porosidade e permeabilidade do material. Aqui deve-se considerar também a orientação das diaclases das rochas. Assim, quando a rocha basáltica tem um diaclasamento vertical, há facilidade na penetração da água, sendo que os solos formados são profundos, ao passo que, o diaclasamento horizontal, dá origem aos solos rasos.
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Resistência mecânica e química
A resistência das rochas aos agentes de intemperismo, é um fator responsável pela natureza petrográfica e mineralógica do material do solo. A resistência mecânica das rochas implica numa maior ou menor resistência ao desgaste mecânico provocado pelo intemperismo físico. A resistência química é a resistência aos agentes químicos, principalmente à água.
Observa-se que, se duas rochas igualmente ácidas apresentam composições químicas idênticas, mas composições mineralógicas diferentes, teremos rochas de resistência mecânica diferente. Dessa maneira, se uma rocha é ácida pela dominância de quartzo e a outra pela elevada quantidade de feldspatos, a primeira oferecerá uma resistência bem maior ao desgaste mecânico. Assim, os solos formados serão diferentes no que diz respeito à natureza química e a profundidade.
3.2. Tempo
Dentre os valores de formação de solo, o tempo é o mais passivo, pois não
adiciona material, nem gera energia. Contudo, o estado do sistern8 solo não é estático, varia com o tempo.
Se uma rocha granítica, no interior da crosta terrestre, pode estar em equilíbrio com o meio que a rodeia, o mesmo não acontece quando exposta à superfície, onde o meio é inteiramente novo, e a rocha é inteiramente instável. Ela sofrerá mudanças contínuas nas suas propriedades, em determinada direção, rumo a um novo equilíbrio, que será atingido quando o solo resultante se apresentar em estado maduro, desde que as condições climáticas se mantenham homogêneas.
Este estado será atingido em período que varia com o tipo de rocha ou material de origem, bem como segundo as condições de intemperismo e pedogênese a que estiverem sujeitos.
Aqui deve-se fazer a diferenciação entre a idade e maturidade de um solo. um solo pode apresentar pequena idade absoluta e ser bem mais maduro que outro com idade absoluta bem maior. A idade absoluta é a medida em anos passados desde o seu início de formação até o momento, enquanto maturidade é a evolução sofrida pelo mesmo em igual período.
A estimativa do grau de maturidade ou idade relativa dos solos é baseada na diferenciação dos horizontes. Na prática, é geralmente aceito que, quanto maior o número de horizontes e maior sua espessura, mais maduro é o solo. Entretanto, como ninguém testemunhou a formação de um solo maduro, essas idéias sobre gênese de solos como os revelados pelo critério de perfil, são inferências.
A comparação dos dados de solos deve ser feita tendo como base uma escala de tempo. A datação de depósitos e solos varia em precisão. Alguns depósitos são datados diretamente por métodos radiométricos (idade absoluta) enquanto que outros depósitos são conhecidos apenas por correlação com outros depósitos já conhecidos (idade
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relativa). A Tabela 3.3. apresenta as Eras Geológicas com o respectivo tempo de ocorrência.
Jenny considera que a maturidade de um solo é alcançada quando é estabelecido um equilíbrio entre o tempo e a característica selecionada do solo, ou seja, uma característica está em equilíbrio com o meio quando suas propriedades não mudam mais com o tempo, assim temos:
s = 0 2
t
em que:
s = uma característica qualquer do solo t = tempo
Tabela 3.3. Divisão geológica do tempo em eras, períodos e épocas.
Eras Períodos Épocas Tempo aproximado Em milhões de anos
Cenozóica Quaternário Terciário
Recente Pleistoceno
1 - 2
12 28 40 60 60
Plioceno Mioceno Oligoceno Eoceno Paleoceno
Mesozóica Cretácio Jurássico Triássico
130 155 185
Paleozóica Permiano Pensilvânio Mississipiano Devoniano Siluriano Ordoviciano Cambriano
210 235 320 360 440
500 - 600
Carbonífero
Superior Inferior
Dessa maneira, aplicando a relação 2, para as funções características do solo, tem-se o equilíbrio no momento em que a curva se torna e permanece horizontal, mostrando que a relação de mudança é insignificativa. De acordo com a Figura 3.2., (JENNY, 1941), observa-se que solos diferentes (Solo l e Z II), em um período igual (1.000 anos) podem apresentar diferentes estágios de evolução, isto é, o solo l alcança um estágio de amadurecimento mais cedo que o solo II.
Na literatura existente sobre solos, encontram-se os conceitos de solos jovens, maduros, velhos e seniles. Ordens de solos como Entissolos é inceptissolos (litossolo, regossolo), são considerados jovens, ao passo que as ordens ultissolos e oxissolos (Terra Roxa estruturada, latossolos), são considerados velhos e seniles respectivamente. Apesar
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de indicar uma relação com o tempo, estes conceitos podem referir-se a fenômenos especiais (hidromorfismos, erosão, etc.) razão pela qual em certos casos podem considerar-se em forma independente do tempo. As Figuras 3.3. e 3.4. ilustram os estágios evolutivos de alguns solos mais comuns, originados de materiais de origem diferentes.
Figura 3.2. Características do solo em função do tempo.
Figura 3.3. Estágios evolutivos de alguns solos, sendo material de origem a rocha
basáltica.
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Existem outras indicações na literatura, para estágios de desenvolvimento de solos, sendo uma das mais interessantes, a de MOHR e VAN BAREN, especialmente para solos da região Tropical (Tabela 3.4.).
Figura 3.4. Estágios evolutivos de alguns solos, sendo material de origem granítica. Tabela 3.4. Estágios de desenvolvimento de solos da região Tropical (MOHR e VAN
BAREN).
Estágio Desenvolvimento
Inicial - Material de origem não intemperizado Juvenil - lntemperização parcial, com maior parte do material ainda por
intemperizar. Viril Os minerais que são facilmente decompostos, maior parte já
está intemperizada, há um aumento na concentração de argila e já evidencia uma certa maturidade
Senil - A decomposição chega ao estágio final, restando apenas os
minerais mais resistentes ao intemperismo. Final - O solo atinge um completo desenvolvimento (Steady State),
não sendo possível uma maior alteração.
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Uma pergunta muito comum é a seguinte:
"Quanto tempo leva para formar 1 cm de solo?". A Tabela 3.5. apresenta a relação
entre algumas ordens de solos e sua taxa de formação, tomando o fator tempo como referência. Tabela 3.5. Relação entre algumas ordens de solos e sua taxa de formação tomando o
fator tempo como referência.
Horizonte Idade, após Profundidade Taxa de ou perfil formação do solo formação (anos) (cm) (anos por cm de solo)
Solo Azonal (Entisol) 45 35 1,3 Endurecimento da superfície do solo tropical para laterita 35 15 2,3 Horizonte A, do Gray Brown Podzolic (Hapludalf) solo for- mado de loess 400 33 12,0 Solum Incluindo um B textural do Gray Brow Podzolic (Espodosol) 1200 57 21,0 Solum do Podzólico Vermelho Amarelo Ultisol (Austrália) 29000 300 97,0 1 m de solum de um solo Tropical (oxisol na África) 75000 100 750,0
3.3. Clima
O clima como fator de formação foi um dos primeiros a ser tomado ao começar a
época científica da pedologia. O conceito de "zonalidade" dependeu em grande parte do clima, este associado a distribuição latitudinal na Rússia de solos de Tundra, Podzolizados, solos Florestais, Chernozens e solos Pardos, relacionados cada um com zonas de climas homogêneos.
O clima é pois, o conjunto de fenômenos meteorológicos (temperatura, precipitação pluviométrica, ventos, etc.) que caracterizam o estado médio da atmosfera em um dado local.
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Os elementos do clima cuja evidência sobre a pedogênese é a mais direta são:
temperatura, precipitação pluviométrica (umidade), ventos, déficit de saturação (água excedente ou gravitacional).
Indiscutivelmente, o postulado mais disputado em Ciência do Solo é o da predominância do clima na formação do solo. Não há dúvida quanto a importância da temperatura, umidade, ventos, etc., na formação do solo, entretanto, segundo a maioria dos autores, o clima não é o único fator pedogenético.
De acordo com as observações, pode-se dizer que:
1. Em regiões frias ou secas há um predomínio da intemperização física, com a desintegração das rochas, neste caso, os solos formados tem predominância da fração silte e da subfração areia fina;
2. Em regiões quentes ou úmidas, há um predomínio da lntemperização química, com a decomposição e conseqüentemente com a alteração dos minerais, sendo que os solos formados apresentam predominância da fração argila.
3.3.1. Temperatura
A temperatura exerce sua influência sobre a evolução do solo. Sua ação se inicia
com a alteração das rochas, continua com a transformação da matéria orgânica e, por conseguinte, afeta a dinâmica de formação do meio (quelatos, migrações argilosas, etc.) e ademais influi sobre as reações químicas, seja acelerando-as (caso mais comum) ou retardando-as (precipitação de carbonatos).
Em trabalho realizado por RAMAN, para mostrar a diferença de energia pedogenética entre zonas climáticas, foi feita uma correlação entre a dissociação da molécula de água e a temperatura, encontrando o seguinte: Temperatura ºC 0 10 18 34 50 Grau de dissociação relativo da água 1 1,7 2,4 4,5 8,0
Dessa maneira, em temperaturas abaixo de 0ºC, as reações químicas no solo praticamente param. RAMAN, levando em consideração o número de dias com temperatura superior a 0ºC que ocorrem durante o ano, que portanto apresenta hidrólise, estabeleceu o seu fator de intemperismo, de acordo com a Tabela 3.6.
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Tabela 3.6. Fator de intemperismo de RAMAN
Temperatura Dissolução Número de Fator de intemperismo Região média do relativa da dias de Absoluto Relativo solo água lntemperis- (ºC) mo
Ártica 10 1,7 100 170 1 Temperada 18 2,4 200 480 2,8 Tropical 34 4,5 366 1620 9,5
Dessa maneira, segundo RAMAN, nas regiões tropicais a intemperização tem uma intensidade de três vezes superior às regiões temperadas e nove vezes superior às regiões árticas.
3.3.2. Precipitação e evapotranspiração
Para a pedogênese, as águas que atingem o solo tem papéis importantes e
distintos:
1. A água entra como integrante da maioria dos constituintes do solo: argilas, sequióxidos de ferro e alumínio, matéria orgânica.
2. A água é o agente de transporte mais importante, seja por deflúvio, seja por drenagem ou mesmo no transporte de sais para as plantas.
Se a quantidade, intensidade e distribuição das chuvas tem grande importância para o processo erosivo do solo, para a pedogênese o fator de maior importância é a "água excedente ou gravitacional".
A percolação da água através do perfil (água gravitacional) acarreta a renovação da água que circunda os cristais que estão sofrendo hidrólise. Esta renovação faz com que o processo de hidrólise sempre se processe e o resultado será uma grande liberação de cátions e uma drástica intemperização. Se a percolação for interrompida, a hidrólise diminui de intensidade e a intemperização praticamente paralisa.
PENK, desenvolveu um trabalho em que apresenta uma relação entre a precipitação (P) e a evapotranspiração (E) para algumas regiões climáticas, incluindo o pH do solo, assim temos: Região árida P < E pH alcalino Região árida-úmida P = E pH neutro Região úmida P > E pH ácido
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Assim, para o caso de E > P, ocorre a formação de solos salinos, pela ascensão
dos cátions e sua deposição na sua superfície, consequentemente elevando o pH.
Para a situação onde a E < P, verifica-se uma intensa decomposição dos minerais, lixiviação dos cátions alcalinos e básicos e conseqüentemente acidificação do complexo.
Levando-se em consideração a variação climática nas diversas regiões do globo terrestre a mineralogia da fração argilosa do solo de uma forma geral, apresenta as seguintes relações:
Zona temperada: predomínio de hidromicas e montmorilonitas.
Zona tropical úmida: grupo caulinítico.
Zona intertropical: abundância de hematita, goethita e gibbsita.
Regiões desérticas: presença de argilas 2:1, sepiolita e paligorskita.
3.3.3. Ventos
Os ventos agem de forma direta, regulando a temperatura do ar, favorecendo os
fenômenos de ascensão capilar e ressecamento das camadas superficiais do solo.
Por sua ação ecológica, agem sobre as coberturas vegetais, pela modificação do clima, transportando as massas de ar quente ou frio, pelos efeitos abrasivos e erosivos, pela contribuição nos processos, quer de adições (poeiras, areias, etc) quer de remanejamento mecânico.
3.4. Relevo
O relevo, diz respeito às formas de terreno que compõe uma paisagem. Observa-
se que este muda permanentemente e está condicionado pelos materiais geológicos, às condições climáticas e à vegetação. O estudo das causas dos resultados e da mudança em si, é uma ciência complexa denominada geomorfologia.
O relevo como fator formador de solos, influi sobre:
Profundidade do solum
Erosão
Cor
pH e em geral sobre os processos formativos, especialmente: - adições - perdas - translocações de materiais no perfil.
A erosão associada ao relevo de uma zona se opõe ao alcance do clímax pedológico, por quanto rejuvenesce o solo constantemente mediante a perda dos
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materiais provenientes de sua alteração. A vertente afeta marcadamente a evolução e morfologia do solo por influir nas perdas de materiais ou sua translocação obliqua dentro da massa do solo (Figura 3.5.).
Figura 3.5. Modelo de translocação oblíqua de materiais no solo (Duchaufour, 1960) e a
mineralogia resultante de acordo com experiências de DAS (1960).
O processo comentado se relaciona com as catenas de solos, ou seja com a sucessão regular de solos com características similares nas partes altas, nas zonas médias e nas partes baixas das vertentes. Em uma catena, as propriedades que apresentam os solos são os resultados de sua posição no relevo.
A ação deste fator influi também sobre a acumulação da matéria orgânica e os fenômenos associados com a presença do nível freático. Estas relações podem ser observadas na Figura 3.6.
Esta figura mostra, nos solos podzois, a translocação descendente de ferro e o húmus nas partes mais altas e estáveis da vertente, ao passo .que, nas zonas baixas o processo se realiza em forma ascendente, à parir do ferro relacionado com o nível freático. Os horizontes do solo seguem uma marcada distribuição, a qual está afetada pela vertente e pelos materiais orgânicos acumulados nas zonas baixas, devido não somente ao efeito erosivo, mas também pela ação do nível freático.
Deve-se ter em conta ainda, conforme mostra a Figura 3.6., que a capa freática tem seu relevo próprio, fenômeno que influi no movimento oblíquo da água, a qual não se
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move com a mesma rapidez da água superficial, mas tem a velocidade suficiente para intervir na evolução do solo através da perda de solutos e materiais suspensos.
Figura 3.6. Catena de solos: na parte superior da vertente apresentam-se solos. podzois,
ao passo que na parte inferior predominam os turfosos afetados pelo nível freático, (Duchaufour, 1960).
A salinidade é outro efeito relacionado com a ação do relevo sobre a evolução do solo. Em áreas onde a evapotranspiração é maior que a precipitação ou em zonas onde o nível freático se apresenta perto da superfície (zonas baixas em uma catena), ocorre a ascensão de sais solúveis, mediante ação capilar, que se depositam na superfície quando a água se evapora.
Em meios tropicais e, em especial, sobre rochas ígneas básicas encontram-se solos relacionados entre si pela vertente (catenas) nos quais as partes superiores estão constituídas por OXISSOLOS, ao passo que nas zonas mais baixas encontram-se vertissolos. A presença destes solos é explicada pela influência do relevo sobre as translocações, adições, perdas e sua ação sobre o nível freático.
O relevo influi sobre a mineralogia da fração argilosa através de sua relação com a drenagem e com os processos de formação. Áreas de drenagem má, frequentemente apresentam argilas 2:1, ao passo que naquelas bem drenadas facilita a eliminação de elementos, abundam as argilas.1:1. A figura 3.5. inclui um exemplo associado com este fator.
Assim, verifica-se que o relevo determina e controla a drenagem de um solo, condicionando o escorrimento superficial da água que contribui para a erosão do mesmo.
Tomando como exemplo uma situação topográfica, conforme Figura 3.7., temos:
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1. Crista
2. Encosta
3. Pedimento e
4. Pedimento aluvial.
Na crista o relevo favorece a infiltração da água, permitindo uma intensa e profunda
alteração do material, originando solos profundos, com grande diferenciação de horizontes. A drenagem livre possibilita a lixiviação constante, que remove todos os sais solúveis, ocasionando a acidificação do solo. A livre saída do excesso de água permite uma aeração eficiente e oxidação dos compostos de ferro que imprimem uma colocação vermelha aos solos.
Figura 3.7. Exemplo de uma situação topográfica.
Observa-se que na encosta, o desenvolvimento do perfil do solo é pequeno normalmente os solos são rasos e pedregosos, devido à rápida erosão e reduzida infiltração de água. A lixiviação das bases é muito pequena, mantendo provavelmente os solos dom um pH elevado e uma boa fertilidade. Nas áreas com menos declives (pedimento), os solos são mais profundos que os da encosta, devido a uma maior infiltração da água e acumulo do material erodido das zonas mais declivosas. A drenagem é boa e apresentam uma fertilidade mais baixa que os da encosta.
Na parte mais baixa (pedimento aluvial), acumula-se parte do material erodido das áreas superiores e as águas de infiltração e escorrimento quando não há drenagem livre. Quando a drenagem é má, esta confere cores acinzentadas ao solo devido a redução dos compostos de ferro. Quando a drenagem é livre, os solos apresentam cores bruno-avermelhada e ótimas condições para a agricultura.
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3.5. Organismos
Os organismos tanto animais como vegetais, desempenham um importante papel
como fator de formação de solo.
Segundo Jenny (1941) a equação (1) descreve o solo como uma função dos organismos, mantendo constantes os demais fatores formadores do meio.
S = f (o), cl, top, t, mo (1)
A Figura 3.8. mostra a variação que ocorre quando se apresenta uma transição de pradaria a bosque, sobre um mesmo clima e material de origem.
Na Figura 3.8., os diferentes ecossistemas atuam através de seus sistemas radiculares e dão origem a microcilmas que determinam, por sua vez, produção de húmus o qual influi sobre a evolução do perfil (tipos de húmus, componentes húmicos, estabilidade estrutural, etc.), proteção contra a erosão e meio químico presente.
Figura 3.8. Relação entre bosques de um ecossistema de pradaria e um de bosque,
incluindo-se zona de transição (de acordo com Buol et al, 1973).
A ação da matéria orgânica no ecossistema bosque origina a formação de um horizonte O e de um E formado pela translocação de Fe, AL e húmus. No ecossistema da
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pradaria não se apresenta a acumulação orgânica com o horizonte O, nem o horizonte aluvial E.
A vegetação condiciona também o ecossistema de bosque úmido tropical, uma vez que defende o solo contra a erosão ou a compactação irreversível ao romper-se o cicio biológico (Figura 3.9.).
Figura 3.9. Conceito de ciclo biológico e efeito que sobre o solo causa o corte de árvores,
queima e implantação de cultivos, em relação com a formação de laterita.
O bosque constitui um ecossistema estável, todos seus elementos evoluem de acordo com as condições presentes; mas quando o ecossistema se interrompe, geralmente pela ação do homem (corte de árvores, queima, cultivos esporádicos sem nenhuma técnica), o solo começa a perder a capa protetora, a vegetação encontra quantidades menores de elementos nutritivos no solo, e como conseqüência natural, começa a decrescer; na etapa final, ao apresentar-se o meio desprovido de vegetação, os raios solares exercem a sua ação desidratante sobre os colóides de Fe e Al dando origem a uma capa endurecida, limitante e não utilizável economicamente. Este fenômeno é observado em certas condições específicas, e solos ricos em óxidos hidratados de Ferro e/ou Alumínio (altamente intemperizados), das regiões tropicais.
Os organismos como fator de formação do solo se referem não somente aos vegetais mas também aos animais. As principais ações relacionadas com os animais do solo são:
a) Translocação de materiais dentro do perfil, movimento e transformação pela ação das minhocas e outros macro organismos (formigas, termitas, etc.).
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b) Formação de canais, covas e cavidades por onde aumenta a passagem da água ou sua retenção, mudando o potencial de óxido-redução bem como a dinâmica de muitos elementos presentes no meio.
c) Construção de estruturas estáveis, que por sua vez influem nas propriedades físicas do meio.
d) O rejuvenescimento do meio pela ação das formigas e termitas ao escavar grandes túneis, lugares onde mudam não somente a umidade mas também as demais condições do solo, o que se tem indicado na literatura como mecanismo modificador do solo.
Finalmente o HOMEM com sua tecnologia cada vez mais avançada, renova e
aperfeiçoa a todo momento a ação modificadora dos fatores pedogenéticos.
As propriedades fundamentais de um solo, adquiridas lentamente sob a influência dos fatores de formação, são quantitativamente alteradas em pouco tempo, resultando um novo solo com características diferentes.
Os processos e alterações introduzias pelo homem no perfil de solo são conhecidos pelo termo METAPEDOGÊNESE e os fatores condicionados pelo homem são conhecidos como METAPEDOGENÉTICOS.
No processo natural de formação do solo, os fatores pedogenéticos atuam lentamente durante um prolongado período de tempo, já os fatores metapedogenéticos atuam sobre as propriedades do solo com rapidez geralmente reversível,
De uma maneira geral pode-se incluir os processos induzidos pelo homem e seus fatores condicionantes, dentro da estrutura clássica dos 5 fatores de formação do solo.
Assim, fazendo a correlação temos:
A irrigação pode ser considerada como um fator climático, pois muda o clima do solo para mais úmido;
A calagem e a adubação são fatores relacionados com o material de origem;
O nivelamento do solo e â drenagem são fatores topográficos;
A queima e o cultivo são fatores biológicos e assim por diante.
Em resumo temos a ação modificadora dos fatores pedogenéticos pelo homem:
Sobre o material de origem
Remoção das camadas quer no processo de cortes quer nos de aterro.
Sobre o clima
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Drenagem, irrigações, aquecimentos.
Sobre o microclima
Derrubadas de matas, construções de barragens de grande porte.
Sobre o relevo
Os nivelamentos de estradas e terrenos de cultura, crateras enormes deixadas por explosões nucleares em profundidade, corte das matas com aceleramento da erosão.
Sobre os fatores biológicos
Introdução de plantas.
Uso de herbicidas, inseticidas.
Sobre o tempo
Aceleração de certos processos de exemplo, lixiviação oriunda de irrigações maciças.
Os solos das regiões de polders (Holanda, Bélgica) são solos desenvolvidos
artificialmente, sem vegetação natural, mas tão somente sob condições artificiais de drenagem e manejo, sofrendo um processo de maturação sob influência do homem.
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