CAPTULO 1- CONCEITOS DE SOLO

O que solo ? O termo solo origina-se do Latim solum = suporte, superfcie, base. A concepo de solo

depende do conhecimento adquirido a seu respeito, de acordo com o modelo conceptual que ele representa nas diferentes atividades humanas. A Cincia do Solo desenvolveu-se atravs da contribuio de profissionais das mais diversas reas (Qumica, Fsica, Geologia, Biologia, Geografia, Agronomia e outras). Mas em funo da grande nfase no estudo do solo para a produo de alimentos, ela passou quase que integralmente ao mbito das instituies de ensino e pesquisa ligadas ao desenvolvimento agrcola. Como cincia, entretanto, o conhecimento e o estudo do solo transcende o modelo agrcola, sendo de importncia todas as atividades humanas. Alm de ser um meio insubstituvel para a agricultura, o solo tambm um componente vital de processos e ciclos ecolgicos, um depsito para acomodar os nossos resduos, um melhorador da qualidade da gua, um meio para a recuperao biolgica, um suporte das infra-estruturas urbanas e um meio onde os arquelogos e pedlogos lem a nossa histria cultural (Miller, 1993). Entre os diversos conceitos de solo destacamos os seguintes: (1) o solo como meio para o desenvolvimento das plantas; (2) o solo como regolito; (3) o solo como corpo natural organizado; (4) o solo como sistema aberto.

O solo como meio para o desenvolvimento das plantas Este o conceito mais antigo de solo, provavelmente desenvolvido a partir do momento em que a humanidade passou a cultivar plantas para sua subsistncia. Evidncias arqueolgicas indicam o incio da agricultura h cerca de 7000 anos AC na Mesopotmia e h 6500 anos AP no Mxico. Neste contexto, o objetivo final do solo a produo de alimentos e fibras, o que geralmente desenvolvido nas instituies de ensino e pesquisa agrcola.

O solo como regolito O solo compreende a poro superior da crosta terrestre (litosfera), mais precisamente a poro superior do regolito (Figura 1.1). O regolito o material solto, constitudo de rocha alterada e solo, que ocorre acima da rocha consolidada. A rocha alterada constitui o material de origem do solo. Da se origina a designao do solo conforme a rocha que lhe deu origem: solo de granito, solo de basalto, solo de arenito, etc. O solo visualizado como sinnimo de regolito ou rocha alterada pela maioria dos gelogos e engenheiros civis, sendo caracterizado de acordo com sua adequao ou no para minerao, material de construo ou suporte para edificaes.

Figura 1.1. Perfil de Solo

O solo como corpo natural organizado O reconhecimento de que o solo no apenas o resultado da alterao das rochas, mas sim o produto das interaes entre a Litosfera, atmosfera, hidrosfera e a biosfera (Figura 1.2), surgiu no final do sculo XIX, atravs dos estudos do gelogo russo V.V. Dokuchaev (1846-1903), e pode ser resumido na seguinte equao:

S = f (mo, cl, r, o, t)

a qual expressa "o solo (S) como funo das interaes entre os fatores ambientais material de origem (mo), clima (cl), relevo (r), organismos vivos (o), atuando ao longo do tempo (t)". Neste contexto, os solos so corpos naturais com caractersticas prprias desenvolvidas durante seu processo de formao, o qual condicionado pelos fatores ambientais. Essas caractersticas podem ser visualizadas no perfil de solo, que consiste numa seo vertical que se estende da superfcie at uma determinada profundidade do solo (Figura 1.1). Ao conjunto de fatores ambientais naturais (mo, cl, r, o) deve ser acrescentada a ao humana como fator antropognico (a) atuante na alterao, degradao e construo do solo. Isto significa que qualquer material (natural ou artificial), depositado pela ao humana (por exemplo, um aterro), que seja capaz de suportar o desenvolvimento de plantas, tambm considerado como solo.

Figura 1.2. Interaes entre a Litosfera, atmosfera, hidrosfera e a biosfera.

As inmeras possibilidades combinatrias dos fatores ambientais (mo, cl, r, o) implicam numa grande diversidade de tipos de solos. Da a necessidade de agrup-los em um sistema de classificao, que possibilite sua identificao no terreno e o mapeamento da sua distribuio geogrfica. A parte da Cincia do Solo que trata da origem, morfologia, distribuio, mapeamento e classificao dos solos chamada de Pedologia (do Grego, pedon = solo ou terra; logos = estudo) e os profissionais atuantes nessa rea so os pedlogos. A raiz pedon aplicada em vrios termos relacionados ao estudo do solo. Por exemplo, a formao ou gnese do solo chamada de pedognese e os processos de formao do solo so processos pedogenticos. O conceito de solo como corpo natural organizado tem uma importncia prtica muito grande, pois estabelece relaes entre os fatores ambientais e os diferentes tipos de solos, o que permite mapear a sua distribuio geogrfica, avaliar o potencial de uso das terras para diversos fins e predizer os efeitos da interveno humana.

O solo como sistema aberto O compartimento terrestre onde se do as interaes entre o solo, os organismos que nele vivem, o relevo, a atmosfera, a hidrosfera e a litosfera definido como geoecossistema. De acordo com a concepo holstica (do Grego, holos = totalidade), um sistema consiste num todo organizado, constitudo por um conjunto de componentes interdependentes que atuam integradamente, de

maneira que a alterao de um componente afeta os demais. Ou seja, a maneira como as partes esto integradas no todo mais importante do que as partes isoladas. Geoecossistemas e solos so sistemas abertos, porque trocam energia e matria com sua circunvizinhana. No solo, fluxos de matria e energia so continuamente transferidos entre minerais, plantas, microorganismos, compostos orgnicos e o ambiente externo (Figura 1.3). Isto significa que o solo um sistema dinmico, constantemente perturbado por foras internas e externas. Ocorrem adies (energia, partculas slidas, gua, O2, MO, sais, etc.), remoes (energia, partculas slidas, gua, nutrientes, etc.), transferncias (gua, nutrientes, minerais, etc.) e transformaes (minerais, MO, etc.). Como sistema aberto, o solo um corpo natural que se organiza dissipando entropia para o ambiente circunvizinho.

Figura 1.3. Solo como um sistema aberto.

O sistema solo muito complexo e, portanto, difcil de ser analisado na sua totalidade. Para facilitar sua compreenso usam-se modelos que so simplificaes da realidade. Assim, para fins operacionais e didticos, o sistema solo pode ser subdividido numa hierarquia de subsistemas, com limites definidos (diversas escalas) conforme o objetivo pretendido (Figura 1.4; Quadro 1.1).

Quadro 1.1. Exemplo de hierarquia de sistemas para estudo do solo.

Nvel Sistema Definio 1 Paisagem Poro delimitada da superfcie terrestre 2 Catena Seqncia regular de solos associada ao relevo 3 Perfil Seo vertical de um solo

4 Horizontes Camadas minerais ou orgnicas aproximadamente paralelas superfcie do solo, originadas por processos pedogenticos

5 Agregados Agregados originais formados pela interao de minerais e compostos orgnicos

6 Minerais Compostos inorgnicos com estrutura e composio qumica definida

7 Matria orgnica Compostos orgnicos com estrutura e composio qumica definida

Os termos paisagem, catena, perfil, horizontes, agregados, minerais, representam uma hierarquia de sistemas (ou subsistemas) com limites definidos. Por exemplo, no mapeamento da distribuio geogrfica dos solos numa paisagem (extenses de metros km) so usadas imagens obtidas por sensoreamento remoto; no exame de agregados estruturais no perfil do solo (dimenses de cm) a escala visual; na anlise de minerais da frao argila (< 0,002 mm) utiliza-se microscopia eletrnica e a difratometria de raios-x. O conhecimento das diversas partes (ou componentes) visa facilitar a compreenso do todo.

Concluso Os diversos conceitos de solos podem ser includos na seguinte definio, que servir de base para o nosso estudo: Solo o corpo natural da superfcie terrestre, constitudo de materiais minerais e orgnicos resultantes das interaes dos fatores de formao (clima, organismos vivos, material de origem e relevo) atravs do tempo, contendo matria viva e em parte modificado pela ao humana, capaz de sustentar plantas, de reter gua, de armazenar e transformar resduos e suportar edificaes.

Figura 1.4. Hierarquia de subsistemas.

Bibliografia e leitura complementar Curi, N. et al. Vocabulrio de Cincia do Solo. Sociedade Brasileira de Cincia do Solo, Campinas. 1993. Miller, F.P. Soil Science: A scope broader than its identity. Soil Sci. Soc. Am. J., 57:299 e 564, 1993. Reichardt, K. Por que estudar o solo ? In: Moniz, A.C. (ed.) A responsabilidade social da Cincia do Solo. Campinas, SBCS, 1988. p.75-78. Ruellan, A. Pedologia e desenvolvimento: A Cincia do Solo ao servio do desenvolvimento. In: Moniz, A.C. (ed.) A responsabilidade social da Cincia do Solo. Campinas, SBCS, 1988. p.69-74.

GLOSSRIO

Cincia do Solo: a rea da Cincia que se ocupa do estudo do solo quanto sua formao, natureza, classificao e comportamento no geoecossistema, de modo a desenvolver tecnologia para o seu manejo adequado e planejar os resultados econmicos, sociais e ambientais de sua utilizao. Geoecossistema: constitui a interao entre o solo, os organismos que nele vivem, o relevo, a atmosfera, a hidrosfera e a litosfera. Terra: compreende, alm do solo, todos os elementos do ambiente que abrangem a geologia, o relevo, o clima, os recursos hdricos, a flora, a fauna e os efeitos da ao humana. Formao do solo: gnese, desenvolvimento e evoluo do solo atravs de processos condicionados pelos fatores ambientais (clima, organismos, material de origem e relevo) e pela ao humana atuando ao longo do tempo. Levantamento e classificao do solo: mapeamento da distribuio geogrfica dos diferentes tipos de solo, os quais so identificados atravs de sistemas de classificao organizados com base na constituio e no comportamento do solo. Avaliao da terra: o processo de avaliao ambiental e de estimativa do potencial da terra, considerando as suas qualidades e limitaes para usos agrcola e no agrcola, sem o risco de danos permanentes ao ambiente.

CAPTULO 2 - MORFOLOGIA DO SOLO

INTRODUO Morfologia o estudo das formas de um objeto ou de um corpo natural. Na Cincia do Solo seu objetivo a descrio, atravs de metodologia padronizada, da aparncia que o solo apresenta no campo, segundo caractersticas visveis a olho n, ou perceptveis por manipulao. A descrio morfolgica do solo o primeiro passo para a identificao e a caracterizao do mesmo, constituindo pressuposto fundamental para estudos de gnese, levantamento, classificao e planejamento do uso dos solos. A caracterizao morfolgica do solo compreende duas etapas. Na primeira, feita a descrio das caractersticas morfolgicas internas, correspondendo, portanto, a anatomia do solo. Nesta, leva-se em conta a espessura, cor, textura, estrutura, consistncia, cerosidade, porosidade, distribuio de razes e transio entre os diferentes horizontes que formam o perfil do solo. Na segunda etapa feita a descrio do ambiente onde se encontra o solo, constando do relevo, drenagem, vegetao, pedregosidade, eroso e uso atual, que constituem as caractersticas morfolgicas externas do solo. Esta caracterizao feita de acordo com a metodologia descrita no MANUAL DE DESCRIO E COLETA DE SOLO NO CAMPO editado pela Sociedade Brasileira de Cincia do Solo e pelo Servio Nacional de Levantamento e Conservao de Solos.

O PERFIL DO SOLO E SEUS HORIZONTES O solo um corpo natural, tridimensional, com caractersticas prprias, ocupando uma seo definida da paisagem. As caractersticas prprias de cada solo podem ser analisadas e descritas no perfil do solo, que a seo vertical que se estende da superfcie at o material que lhe deu origem e com dimenso lateral suficiente para observar a variao das caractersticas (Figura 2.1). Observando o perfil de um solo em um barranco de estrada ou na parede de uma trincheira, verifica-se que ele apresenta uma sucesso de camadas mais ou menos paralelas superfcie, diferenciadas entre si pela espessura, cor, distribuio e arranjo das partculas slidas e poros, pela distribuio de razes e por outras caractersticas identificadas mediante exames mais apurados. Estas camadas, diferenciadas por processos pedogenticos, denominam-se horizontes do solo. Camadas que possam ocorrer no perfil de um solo e que no sejam produto de processos pedogenticos no so consideradas como horizontes do solo. O desenvolvimento dos horizontes do solo um processo dinmico. Num primeiro estgio, pela alterao da rocha, forma-se uma camada de material mineral no consolidado (regolito), composta por partculas de diversos tamanhos, denominadas material de origem do solo. Sobre este material desenvolvem-se plantas e outros organismos vivos (bactrias, fungos, actinomicetos e

animais superiores) que incorporam material orgnico ao mesmo. Este enriquecimento orgnico resulta na formao de um horizonte superficial mineral, escurecido, denominado horizonte A. Em alguns locais, sobre este horizonte A ocorre deposio de resduos vegetais e/ou animais, mais ou menos decompostos, originando um horizonte orgnico que em condies de boa drenagem denominado de horizonte O e em condies de m drenagem de horizonte H. Em alguns solos, as partculas mais finas encontradas no horizonte A, constitudas por micelas coloidais orgnicas ou minerais, podem ser translocadas em profundidade pela ao da gua que se infiltra no perfil do solo (veja iten processos de podzolizao e lessivagem). Em solos onde h eluviao muito intensa forma-se uma camada de cores claras com menor concentrao de partculas finas (argila), abaixo do horizonte A. Esta camada denominada horizonte E. Abaixo do horizonte A e/ou E, pode se formar uma camada mineral pobre em material orgnico e enriquecida em argila, denominada horizonte B. A argila do horizonte B pode ser formada in situ ou pode ser proveniente do horizonte A. Este acmulo de argila proveniente de horizontes superiores denomina-se iluviao. O conjunto de horizontes A e B denomina-se solum, que pode ser definido como a parte do solo que sofre a influncia das plantas e animais. Abaixo do horizonte B pode ocorrer uma camada de material mineral no consolidado, parcialmente alterado, onde as caractersticas dos horizontes A e B esto ausentes. Esta parte do perfil denominada horizonte C, podendo ou no corresponder ao material de origem do solo. O substrato rochoso no alterado, sobre o qual se encontra o perfil do solo e do qual pode ou no ser proveniente, designado pela letra R. A Figura 1 ilustra uma seo da paisagem ocupada por um solo individual. Mostra tambm o perfil deste solo e seus horizontes O, A, AB, B, C e R.

Figura 2.1. Ilustrao do perfil e horizontes do solo (a), pedon (b), e polipedon (c).

Os horizontes O ou H, A, E, B e C so os horizontes genticos principais de um perfil de solo, por refletirem a atuao dos processos que podem ocorrer nos diversos estgios de desenvolvimento do mesmo. A simbologia dos horizontes genticos principais e suas definies adotadas pelo SNLCS a partir de 1984 so apresentadas abaixo. Publicaes anteriores utilizam a simbologia antiga, cuja correlao com a atual consta no Quadro 2.1. O - Horizonte orgnico situado sobre horizonte mineral superficial formado por resduos vegetais,

folhas, talos, ramos, etc..., acumulados em condies de boa drenagem. Estes resduos podem ser bem decompostos ou no decompostos. Ocorre principalmente, sob vegetao florestal.

H - Horizonte orgnico superficial ou no, formado pela acumulao de resduos orgnicos em condies hidromrficas. Os resduos orgnicos apresentam estgios de decomposio variados.

A - Horizonte superficial mineral, que pode estar sob horizontes ou camada O ou H, e que apresenta colorao escurecida pelo enriquecimento com material orgnico humificado.

E - Horizonte mineral que ocorre sob o horizonte A, e que apresenta mxima eluviao de argilas, xidos ou matria orgnica, pelo que apresenta textura mais arenosa e colorao mais clara que os horizontes subjacentes.

B - Horizonte mineral formado sob um A ou E, por intensa alterao do material de origem com formao de argilominerais, com ou sem produo de xidos e em conjuno ou no com iluviao de argilominerais, xidos e matria orgnica.

C - Horizonte mineral inconsolidado pouco ou no afetado pela ao de organismos e que pode ou no corresponder ao material de origem do solo. Pode corresponder a material transportado que est em alterao ou material resultante da alterao in situ da rocha subjacente. O C tambm pode representar uma camada de areia quartzosa no alterada pedogeneticamente, designando neste caso uma camada e no um horizonte gentico principal.

O substrato rochoso contnuo ou praticamente contnuo pouco fendilhado, que corresponde a rocha s ou, quando j alterada corresponde a material suficientemente coeso, no cortvel com a p, que ocorre abaixo do horizonte C, no considerado horizonte mas camada, sendo designado por R. O R pode ou no corresponder ao material de origem do solo. A variao das caractersticas morfolgicas entre dois horizontes poucas vezes se d abruptamente. Normalmente as caractersticas de dois horizontes principais transicionam de um para o outro em diferentes graus de nitidez podendo resultar entre eles horizontes nos quais as caractersticas de ambos se fundem em propores variveis e so designados como horizontes de transio miscigenados. Os horizontes de transio miscigenados so representados pela juno das letras dos horizontes principais entre os quais esto situados por exemplo, AB ou BA, onde o primeiro apresenta maior semelhana com o horizonte A mas possui caractersticas de B, e o segundo apresenta maior semelhana com o B mas possui caractersticas de A.

Tambm podem ocorrer horizontes de transio mesclados, onde ocorrem partes identificveis mas misturadas dos horizontes principais adjacentes, por exemplo, o A/E, que deveria ser classificado como A, exceto pela incluso de reas dentro do horizonte, que constituem menos de 50% do volume, com caractersticas de E.

Quadro 2.1. Equivalncia da simbologia para notao de horizontes genticos principais e de horizontes de transio, adotada a partir de 1984, com a simbologia antiga.

Simbologia atual (SNLCS, 1984) Simbologia antiga Horizontes genticos principais

O, H O A A1 E A2 B B2 C C

Horizontes de transio miscigenados AE - AB, EB A3 AC, CA AC BA, BE B1 BC B3 CB -

Horizontes de transio mesclados O/A, A/O - A/B AB A/C - E/B A & B B/E B & A B/A - B/C -

simbologia dos horizontes so acrescidos sufixos (letras minsculas), que indicam a presena de caractersticas especficas, originadas pela atuao de processos de desenvolvimento do solo, genticos ou no (Quadro 2.2). Quando a partir de certa profundidade o solo foi desenvolvido de material de origem diferente, indicando descontinuidade litolgica, os horizontes recebem prefixos sob a forma de algarismos arbicos.

Quadro 2.2. Equivalncia da simbologia para notao de caractersticas especficas (sufixos) dos horizontes genticos principais e de transio, adotada a partir de 1984, com a simbologia antiga.

Caractersticas especficas Simbologia atual (SNLCS, 1984) Simb. antiga

Sufixo Significado Sufixo a propriedades ndicas - b horizonte enterrado; ex: Ab b c concrees ou ndulos endurecidos de Fe, Al, Mn ou Ti; ex: Bc cn d avanada decomposio do material orgnico; ex: Od, Hd - e escurecimento da parte externa dos agregados por matria orgnica no

associada a xidos; ex: Ae -

f material plintico e/ou bauxtico brando; ex: Bf, Cf - g glei; ex: Bg, Cg g h acumulao iluvial de matria orgnica; ex: Eh h i incipiente desenvolvimento do horizonte B; ex: Bi - j tiomorfismo; ex: Bj - k presena do carbonatos; ex: Ck ca m extremamente cimentado; ex: Bm m n acumulao de sdio trocvel; ex: Bn - o material orgnico pouco ou nada decomposto; ex: Oo, Ho - p arao ou outras pedoturbaes; ex: Ap p q acumulao de slica si r rocha branda ou saprolito; ex: Cr - s acumulao iluvial de xidos de Fe, Al com matria orgnica; ex: Bs ir t acumulao de argila; ex: Bt t u modificaes e acumulaes antropognicas; ex: Au - v caractersticas vrticas; ex: Bv - w intensa alterao com inexpressiva acumulao de argila, com ou sem

acumulao de xidos; ex: Bw -

x cimentao aparente, reversvel; ex: Bx x y acumulao de sulfato de clcio - z acumulao de sais mais solveis em gua fria que sulfato de clcio -

Linhas de pedras, variaes abruptas da discriminao do tamanho de partculas do solo e mudanas acentuadas de cor so algumas das caractersticas que podem indicar mudanas de material de origem. Por exemplo: numa seqncia de horizontes como: A, AB, BA, 2B, 3C... tem-se uma mudana de material de origem entre os horizontes BA e B e outra de B para C, indicando que os horizontes A, AB e BA desenvolveram-se de material diferente de 2B e este, diferente de 3C.

Cada solo apresenta uma seqncia de horizontes relacionada com seu grau de desenvolvimento pedogentico. Solos pouco desenvolvidos apresentam seqncia de horizontes A, C, R ou A, R. Solos com desenvolvimento intermedirio, como, por exemplo, os de regies temperadas, podem apresentar seqncia de horizontes O1, O2, A, E, Bhs, C, R. Solos muito desenvolvidos de regies tropicais, normalmente apresentam seqncia de horizontes A, AB, BA, B, C e R.

CARACTERSTICAS MORFOLGICAS Este item apresenta um resumo das caractersticas morfolgicas. Para efetuar a descrio de um perfil de solo deve-se utilizar o Manual de Descrio e Coleta de Solo no Campo (SBCS/SNLCS).

Espessura e transio entre horizontes A espessura e a profundidade dos horizontes so determinadas com fita mtrica colocada em posio vertical, ajustando-se o zero com a superfcie do solo, quando o mesmo no tiver horizontes orgnicos, ou com a transio entre os horizontes orgnicos e os minerais. A espessura dos horizontes minerais medida de cima para baixo, enquanto que as espessuras dos horizontes orgnicos so medidas de baixo para cima, a partir do contato do horizonte orgnico com o mineral. As caractersticas morfolgicas, que definem um horizonte de um solo, podem no mudar abruptamente nas linhas traadas para separ-lo de horizontes adjacentes. Normalmente estas mudanas se fazem em faixas de espessura varive1 nas quais as caractersticas morfolgicas graduam de um horizonte para outro. Esta faixa utilizada para determinar a transio entre os horizontes. Na determinao da transio, utilizam-se dados de espessura ou nitidez da faixa e a topografia da mesma.

Cor do solo A cor do solo uma caracterstica facilmente perceptvel e determinvel, por isso utilizada para identificar, descrever e diferenciar solos a campo. Apesar de ter pequena influncia no comportamento do solo, a cor permite a avaliao indireta de propriedades importantes, alm de refletir a ao combinada dos fatores de formao do solo. Assim, as cores podem ter os seguintes significados: -cores escuras: indicam acumulao ou presena de matria orgnica e esto relacionadas com o horizonte A, a no ser que a matria orgnica tenha sido translocada, sob a forma dispersa e/ou solvel, para os horizontes inferiores. Cores pretas em horizontes B e C podem indicar a presena de xidos de mangans, sob forma de revestimentos ou ndulos; -cores vermelhas: indicam condies de boa drenagem e aerao do solo e esto relacionadas com a presena de hematita (Fe2O3);

-cores amarelas: podem indicar condies de boa drenagem, mas um regime mais mido e esto relacionadas com a presena de goethita (FeOOH); -cores acinzentadas: indicam condies de saturao do solo com gua e esto relacionadas reduo de ferro. Em condies anaerbias, podem formar-se cores azuladas ou esverdeadas, devidas a compostos de Fe (II) e sulfeto; -cores claras ou esbranquiadas: normalmente se relacionam com a presena de minerais claros como caulinitas, carbonato de clcio, quartzo, calcedonia e outros, porm podem significar perda de materiais corantes. Estas cores so comuns em horizontes E e Ck; -horizontes mosqueados ou variegados: so caracterizados pela presena de manchas amarelas, vermelhas, pretas ou de outras cores, em uma matriz ou fundo normalmente acinzentado. So encontrados em horizontes onde ocorrem oscilaes do lenol fretico ou podem ser herdados do material de origem do solo. Numa catena (veja fatores de formao do solo: relevo) as cores vermelhas so encontradas, normalmente, em solos de superfcies convexas, elevadas e bem drenadas; as cores amarelas e horizontes mosqueados, em solos de superfcies cncavas, do tero inferior das elevaes, com drenagem imperfeita; e as cores cinzentas, escuras e horizontes mosqueados, nas partes baixas mal drenadas. A determinao da cor se processa por simples comparao da cor do solo com as cores da Escala de Munsell. Nesta escala as cores so arranjadas com base no matiz, no valor e no croma, que tm os seguintes significados: -matiz (hue): corresponde cor do espectro de cores, varia em funo de uma escala radial (Figura 2.2) e esta relacionada com o comprimento de onda da luz. Cada pgina da escala de Munsell corresponde a um matiz, cuja simbologia se encontra no canto superior direito da pgina, conforme ilustra a Figura 2.3. -valor ou tonalidade (value): refere-se a luminosidade relativa da cor. Assim, em cada pgina o valor varia verticalmente, no sentido descendente de um mximo (branco = 8) at o mnimo (preto = 0), passando pelo acinzentado (valor 5) (Figura 2.3). -croma ou intensidade de saturao (chroma): a pureza relativa do espectro de cores, em relao ao cinza e, em cada pgina, aumenta da esquerda (croma = 0) para a direita (croma = 8), na medida em que diminui a proporo de cinza, tornando a cor mais pura (Figura 2.3). A notao da cor de um horizonte de solo, determinada por comparao com as cores da Escala de Munsell, registrada na seqncia: nome da cor, matiz, valor e croma. Por exemplo: vermelho escuro, 2,5YR 3/6 (mido).

Figura 2.2. Smbolos dos matizes (hue) na Escala Munsell de classificao de cores.

Figura 2.3. Nome das cores para as diversas combinaes de valor e croma, no matiz 5YR, que constitui uma pgina da Escala de Munsell.

Como as cores de um solo podem variar com a umidade do mesmo, necessrio especificar a condio de umidade (seco, mido, e mido amassado) em que a cor foi determinada. necessrio determinar sempre a cor em condio mida, pois, caso um solo esteja seco, fcil umedec-lo. Nos horizontes superficiais, alm da cor do solo mido, determina-se a cor do solo seco; para horizonte B descrita a cor tambm em amostra seca triturada. Quando o horizonte de um solo se apresenta mosqueado, determina-se, inicialmente, a cor de fundo ou matriz, e, depois, as cores das manchas ou dos mosqueados. Uma descrio completa dos mosqueados inclui a quantidade de manchas, o tamanho e, o contraste das cores dos mosqueados com a cor de fundo. Quando o horizonte no apresentar predominncia de uma determinada cor (cor de fundo), ele ser descrito como tendo colorao variegada. Na descrio do variegado, simplesmente se caracterizam uma por uma as cores que o compem. Por exemplo: colorao variegada, composta de vermelho (2,5YR 4/6 mido), bruno (10YR 5/3 mido), etc.

Textura do solo Desagregando uma poro de solo seco na palma da mo, pode-se observar que ele composto por partculas slidas de diferentes tamanhos. A Proporo relativa destas partculas com diversos tamanhos que compem a massa do solo denomina-se textura do solo. Quanto ao tamanho, estas partculas so agrupadas entre limites definidos de dimetro, formando as fraes texturais ou granulomtricas, denominadas areia, silte e argila (Quadro 2.3). A determinao quantitativa destas fraes pode ser executada em laboratrio, utilizando-se mtodos que se baseiam nas diferentes velocidades de sedimentao que partculas de diferentes tamanhos apresentam, depois de dispersas em lquidos e associadas ao uso de peneiras com aberturas de diferentes dimetros. No campo, a textura estimada, de maneira emprica, atravs do tato, trabalhando-se uma amostra de solo mida e amassada entre o dedo polegar e o indicador. Este mtodo baseia-se nas diferentes sensaes que as diversas fraes (areia, silte e argila) oferecem ao tato, conforme descritas no Quadro 2.3. importante considerar que a sensao ao tato pode ser mascarada pela presena de elevado teor de matria orgnica ou devido ao tipo de argilominerais que compe a frao coloidal do solo, o que dificulta o estabelecimento mais preciso de sua textura. Assim, a matria orgnica tende a tornar os solos argilosos menos plsticos e, inversamente, mais plsticos e mais pegajosos os solos arenosos. Em solos com argilominerais do tipo 2:1, a sensao de pegajosidade e plasticidade mais intensa do que em solos com argila 1:1. Os xidos de ferro, em alta proporo, tendem a diminuir a plasticidade do solo. A presena de mica torna o solo mais macio, micceo ao tato.

Quadro 2.3. Dimetro de partculas e sensao ao tato das fraes areia, silte e argila, utilizadas na determinao da textura do tato.

Frao Granulomtrica

Dimetro de partcula (mm) Sensao ao tato

Areia 2,0 0,05 Sensao de aspereza. No plstica e no pegajosa, quando molhada; gros simples quando seca.

Silte 0,05 0,002 Sensao de sedosidade. Ligeiramente plstica e no pegajosa quando molhada.

Argila

Estrutura do solo Em condies naturais, na maioria dos solos, as partculas slidas (areia, silte, argila e matria orgnica) esto ligadas entre si formando agregados. As foras que tendem a manter estas partculas ligadas entre si, dentro de um mesmo agregado, so mais intensas do que as foras de ligao entre agregados adjacentes, definindo, assim, planos de fraqueza onde os agregados podem ser separados. O conjunto destes agregados forma a estrutura do solo. Agregados naturais individuais tambm so denominados peds, ou unidades estruturais. A estrutura do solo uma caracterstica morfolgica que varia de um solo para outro e tambm entre os horizontes de um mesmo solo, constituindo um critrio usado para separao de horizontes do perfil do solo. Para a descrio da estrutura so levados em conta o grau de desenvolvimento das unidades estruturais, a classe e o tipo de estrutura. O grau expressa a intensidade das ligaes dentro e entre os agregados e determinado pela nitidez com a qual os agregados se apresentam no perfil e pela resistncia que oferecem desagregao quando so removidos e manipulados. A classe refere-se ao tamanho dos agregados. O tipo refere-se a forma dos agregados. Os diferentes tipos de agregados que podem ocorrer no solo esto representados na Figura 2.5.

Figura 2.5. Tipos de agregados estruturais. (a) prismtica; (b) colunar; (c) bloco angular; (d) bloco subangular; (e) placas; (f) granular.

A descrio de estrutura feita no campo, observando-se detalhadamente os agregados por ocasio de sua remoo do perfil. A anotao feita na seguinte ordem: grau, classe e tipo. Por exemplo: fraca, mdia, blocos subangulares.

Consistncia do solo Um agregado de solo argiloso, quando seco, apresenta resistncia desagregao ao ser comprimido entre as mos. Esta resistncia tende a diminuir a medida que o agregado umedecido. Se o umedecimento feito at o encharcamento, verifica-se que, em vez de desagregar-se, o agregado tende a amassar-se e torna-se moldvel, com tendncia a aderir aos dedos. A resistncia do solo desagregao e moldagem e sua tendncia a aderir a outros objetos correspondem consistncia do solo. Ela condicionada pelas foras de coeso e adeso que atuam na massa do solo, em diversos teores de umidade. A fora de coeso resulta da atrao de partculas da mesma fase. Por exemplo: atrao entre si de partculas de argila. A fora de adeso resulta da atrao de molculas de gua por superfcies slidas do solo. Ambas as foras variam com o teor de gua do solo. A manifestao e intensidade destas foras determinam as diferentes formas de consistncia, cujo grau de intensidade descrito quando o solo est seco, mido e molhado. A consistncia do solo seco caracterizada pela dureza ou tenacidade, ou seja, pela resistncia a ruptura ou fragmentao dos seus agregados quando comprimidos entre o dedo polegar e o indicador. No solo mido caracteriza-se pela friabilidade do solo, sendo determinado num estado de umidade intermedirio entre seco ao ar e a capacidade de campo, observando-se a resistncia oferecida a aplicao de presso e a capacidade do material fragmentado tornar a agregar-se sob nova presso conforme a Figura 2.6. A consistncia do solo molhado caracteriza-se pela plasticidade e pegajosidade. determinada em amostras pulverizadas, homogeneizadas e amassadas com contedo de umidade pouco superior capacidade de campo. Pode ser avaliada quando da determinao da textura. A plasticidade a propriedade que possui o solo de mudar de forma quando submetido ao de uma fora e de manter a forma imprimida quando cessa a ao da mesma (Figura 2.7). J a pegajosidade a propriedade que o solo tem de aderir a outros objetos, quando molhado e homogeneizado (Figura 2.8).

Porosidade do solo A porosidade o espao existente entre as partculas slidas do solo. Ela serve para circulao do ar e reteno e circulao da gua do solo. Aproximadamente 50% do volume total de um solo corresponde ao seu espao poroso. A porosidade determinada a campo pelo exame de unidades estruturais, onde so avaliados o tamanho e a quantidade de poros. Para sua determinao usa-se lupa ou estima-se a porosidade com base na absoro de gua pelo solo.

Figura 2.6. Determinao da friabilidade do solo.

Figura 2.7. Determinao da plasticidade do solo.

Figura 2.8. Determinao da pegajosidade do solo.

Cerosidade do solo Cerosidade o aspecto brilhante, ceroso, observado na superfcie das unidades estruturais dos horizontes iluviais do solo. Ela compreende uma fina pelcula de argila depositada nas superfcies das unidades estruturais e nas paredes dos poros pelos processos de eluviao-iluviao (veja processos de formao do solo). uma caracterstica de horizonte iluvial (Bt).

Superfcies foscas (Coatings) So revestimentos, ou pelculas tnues resultantes da deposio de matria orgnica, ferro e mangans, ou compostos organometlicos, sobre a superfcie dos poros e unidades estruturais, apresentando aspecto embaado ou fosco, no podendo ser identificadas como cerosidade.

Superfcies de deslizamento (Slickensides) So superfcies lisas e lustrosas, com estrias paralelas encontradas na superfcie das unidades estruturais. So causadas por deslizamentos e atritos entre distintas pores da massa do solo devido ao processo de contrao e expanso resultante de umedecimento e secagem. So inclinadas (mais ou menos 450) em relao ao prumo do perfil do solo, sendo caractersticas de solos com argilominerais expansveis do tipo 2:1 (esmectitas) como, por exemplo, nos Vertissolos.

Superfcies de compresso So superfcies lisas e lustrosas, sem estrias, formadas pela compresso entre as unidades estruturais durante a contrao resultante da secagem e umedecimento. Normalmente no se apresentam inclinadas por no haver deslocamento entre as unidades. So caractersticas de solos com textura argilosa.

Ndulos ou Concrees Minerais Ndulos ou concrees so unidades granulares com dureza e composio qumica diversa, que ocorrem em diversos solos, normalmente formados pela precipitao ou cristalizao de algum elemento qumico (Fe, Al, Mn, Ca, etc...). A descrio dos ndulos inclui informao sobre quantidade, tamanho, dureza, forma, cor e natureza dos ndulos.

Razes difcil uma definio satisfatria de termos para quantificar as razes por observao do perfil do solo. Entretanto, o objetivo principal a descrio relativa da quantidade de razes nos diferentes horizontes. A distribuio anmala das razes em relao seqncia de horizontes pode indicar camadas compactadas, cimentadas ou outras condies fsicas ou fsico-qumicas que impeam o livre desenvolvimento das mesmas.

CARACTERTICAS AMBIENTAIS As caractersticas ambientais, a seguir relacionadas, so avaliadas e relatadas na descrio dos perfis de solos:

Localizao Registra os detalhes necessrios para permitir a identificao do local.

Situao e Declive Descreve a situao na paisagem em que foi descrito o perfil. Por exemplo: rea plana, encosta, topo de morro, etc.

Altitude Registra a altitude em que o solo ocorre.

Litologia Formao geolgica da qual se originou o solo.

Vegetao Indica o tipo de cobertura vegetal caracterstica do solo (mato, cerrado, campo, pastagem, etc), designando os respectivos gneros predominantes.

Atividade biolgica Registra a ao de termitas, formigas, minhocas e outros.

Relevo O relevo a configurao da superfcie local ou regional onde o solo se encontra. Ele importante porque condiciona o processo evolutivo do solo, ou seja, a remoo de partculas por eroso, o movimento de massas do solo, a drenagem, etc.. (veja fetores de formao do solo).

Drenagem A drenagem indica a capacidade de absoro e/ou velocidade de remoo de gua do solo.

Eroso Eroso significa o movimento fsico de partculas de solo de um lugar para outro pela gua (eroso hdrica) ou vento (eroso elica). Em relao a eroso hdrica so distinguidos os seguintes

tipos: a) eroso laminar: tende a rebaixar uniformemente a superfcie do solo, pela perda gradativa das camadas superficiais; b) eroso em sulcos: consiste na perda de material do solo no caminho preferencial das guas de escorrimento, causando a formao de sulcos; c) eroso em voorocas: ocorre quando a perda nos sulcos to intensa que estes se alargam e aprofundam, atingindo o horizonte C e mesmo a camada R.

Pedregosidade e Rochosidade Pedregosidade e rochosidade referem-se ao nmero de pedras (mataces) com mais de 20 cm de dimetro ou de afloramentos de rochas, que ocorrem numa determinada rea. Sua determinao importante, pois influem nas prticas de manejo de solos e culturas, principalmente impedindo o uso de mquinas e implementos agrcolas.

Uso atual O uso atual do solo consiste na descrio de como o mesmo est sendo usado. Por exemplo: pastagem, culturas anuais, etc...

EXEMPLO DE DESCRIO DE PERFIL DO SOLO

Projeto- Levantamento de Reconhecimento dos Solos do Estado do Rio Grande do Sul. Perfil- (IGRA-1) Classificao- ARGISSOLO VERMELHO-AMARELO Distrfico tpico Unidade- Camaqu Localizao- Municpio de Camaqu-RS, a 8,7 km da cidade, na Vila Aurora. Situao e Declive- Corte de estrada, na meia encosta de uma elevao com 5% de declive. Altitude- 85 metros. Litologia e Formao Geolgica- Rochas granticas da Formao Camba. Material Originrio- Produto da intemperizao de rochas granticas. Relevo- Ondulado, formado por elevaes arredondadas com pendentes de dezenas e centenas de metros. Eroso- Laminar ligeira. Drenagem- Bem drenado. Vegetao- Campo modificado pelo uso agrcola. Gramneas dos gneros Paspalum sp., Axonopus sp., Piptechaetium sp., Brisa sp. e Aristida sp. Ocorrem alguns arbustos esparsos e mata de galeria. Uso Atual- Pastagem natural.

Descrio do Perfil

A 0-30; bruno escuro (10YR 3/3, mido), bruno amarelado escuro (10YR 3/4, seco); franco arenosa; fraca pequena granular; muito poroso e poros mdios; ligeiramente dura, frivel, ligeiramente plstica e no pegajosa; transio gradual e plana.

AB 30-42; bruno (10YR 4/3, mido); franco arenosa; fraca pequena blocos subangulares; poroso e poros mdios; ligeiramente dura, frivel, ligeiramente plstica e ligeiramente pegajosa; transio clara e plana.

BA 42-58; bruno avermelhado (5YR 4/4, mido), mosqueado grande e comum, bruno (10YR 4/3, mido) e grande pouco, bruno forte (7,5YR 5/6, mido); franco argilosa; fraca pequena e mdia subangulares; poroso e poros pequenos; ligeiramente dura, frivel, plstica e pegajosa; transio clara e plana.

Bt1 58-90; vermelho amarelado (5YR 4/6, mido); argila; moderada mdia blocos subangulares; cerosidade forte e pouca; dura, plstica e pegajosa; transio difusa e plana.

Bt2 90-120; vermelho amarelado (5YR 4/8, mido); argila; moderada mdia blocos subangulares; cerosidade forte e pouca; pouco poroso; dura, firme, plstica e pegajosa; transio gradual e plana.

BC 120-150+; vermelho amarelado (5YR 4/8, mido); argilo arenosa ; moderada grande blocos subangulares; grande quantidade de gros de quartzo; pouco poroso; dura, firme, ligeiramente plstica.

Razes- Abundantes no A e AB; raras no BA, Bt1 e Bt2 e ausentes no BC. Observaes- Presena de minerais primrios intemperizados.

CAPTULO 3- ROCHAS E MINERAIS PRIMRIOS

Os solos so constitudos basicamente de slidos, que compreendem os compostos minerais e os compostos orgnicos, e um espao poroso, preenchido por gua, que forma a soluo do solo, e de gases que compreendem o ar do solo.

Composio mineral Os compostos minerais do solo so herdados e/ou originam-se a partir dos constituintes minerais das rochas (Figura 3.1). As rochas so, portanto, o material de origem dos solos e a fonte primria da maioria dos nutrientes das plantas. Desta forma, para melhor compreender certas diferenas entre os solos e as suas potencialidades agrcolas fundamental conhecer-se alguns aspectos bsicos sobre rochas e seus minerais componentes. As rochas so definidas como agregados naturais formados de um ou mais minerais. Por sua vez, os minerais so slidos que possuem uma composio qumica caracterstica ou composies variveis dentro de certos limites.

Figura 3.1. Representao esquemtica da alterao (a) da rocha em solo e (b) de minerais primrios em minerais secundrios.

O mineral considerado cristalino quando apresenta uma ordenao atmica tridimensional sistemtica, isto , uma estrutura interna definida que se repete sistematicamente (Figura 3.2 a, b);

quando no h est ordenao, o mineral considerado no cristalino (= amorfo) (Figura 3.2 c, d). Assim, por exemplo, a rocha calcrio constituda principalmente do mineral cristalino calcita, cuja composio qumica CaCO3; a rocha granito constituda pelos minerais cristalinos quartzo (SiO2), feldspatos (KAlSi3O8 e NaAlSi3O8) e mica (K(MgFe2+)AlSi3O10(OH)2); cinzas vulcnicas so constitudas principalmente por minerais amorfos do tipo alofana e vidros.

(a) (b)

(c) (d)

Figura 3.2. Representao esquemtica de (a, b) estrutura cristalina (c, d) estrutura no cristalina.

Minerais A composio qumica da crosta terrestre (litosfera) indica que os minerais mais comuns devem conter silcio e oxignio (Quadro 3.1), constituindo o grupo de minerais denominados silicatos. A estrutura fundamental dos silicatos condicionada pelo arranjo geomtrico entre silcio e oxignio: o silcio, devido ao seu raio inico menor (= 0,40 ), est rodeado por quatro oxignios (raio inico = 1,40 ), originando uma configurao tetradrica, cuja composio SiO 44- (Figura 3.3 a).

Quadro 3.1. Abundncia de elementos qumicos na crosta continental.

Elemento Smbolo % em peso % atmica Oxignio O 47,2 61,7 Silcio Si 28,2 21,0 Alumnio Al 8,2 6,4 Ferro Fe 5,1 1,9 Clcio Ca 3,7 1,9 Sdio Na 2,9 2,6 Potssio K 2,6 1,4 Magnsio Mg 2,1 1,8 Hidrognio H - 1,3

(a) (b)

Figura 3.3. Configurao tetradrica do Si4+ e O2- (a) e configurao octadrica do Al3+ e O2- (b).

A carga negativa (-4) resultante desse arranjo tetradrico compensada por ligaes com ons positivos (Si4+,Fe2+ ,Mg2+, etc), restabelecendo o equilbrio eletrosttico. A unio dos tetraedros SiO44- entre si, com adio ou no de outros ctions, forma os vrios tipos de minerais silicatos. Alguns silicatos, denominados filosilicatos devido sua morfologia em camadas, apresentam alm da configurao tetradrica, uma outra denominada octradrica, onde um on central (A13+,Mg2+ ,Fe2+ ,Fe3+) est rodeado por 6 oxignios ou hidroxilas (Figura 3.3 b). O Quadro 3.2 relaciona os principais silicatos encontrados na litosfera.

Quadro 3.2. Principais minerais silicatos e sua proporo mdia na litosfera.

Silicato Proporo (% volume) Quartzo 12 Feldspatos 51 Micas 5 Anfiblios 5 Piroxnios 11 Olivina 3 Argilominerais 5

O quartzo um mineral incolor, sendo o silicato com a composio qumica mais simples: SiO2; o arranjo estrutural compacto dos tetraedros lhe confere uma grande resistncia alterao; no contm nutrientes essenciais para as plantas, mas tem participao importante na formao do esqueleto do solo. Os feldspatos so minerais de cores claras, nos quais parte dos tetraedros contm A13+ em lugar do Si4+ do que resulta uma deficincia de carga positiva que compensada pela presena de ctions como Ca2+, Na+ e K+. Os principais feldspatos so o ortoclsio (KAlSi3O8), a albita (NaAlSi3O8) e anortita (CaAl2Si2O8). Na alterao dos feldspatos h liberao de nutrientes essenciais s plantas (K+, Na+, Ca2+) e de A13+, Si4+ e O2- para a formao de novos minerais. Os anfiblios e piroxnios so minerais escuros, onde tambm h substituio parcial de Si4+ por A13+, compensando-se a carga pela presena de Ca2+, Mg2+ e Fe2+. So minerais facilmente alterveis, liberando nutrientes (Ca2+, Mg2+, Fe2+) e/ou elementos (Fe2+, Al3+, Si4+, Mg2+, O2-) para formao de novos minerais. As micas so silicatos onde os tetraedros esto unidos formando lminas, cujo empilhamento forma camadas; por isso, as micas tem um aspecto plano estratificado. As micas mais comuns so a muscovita KAl2(Si3Al)O10(OH)2 de cores claras, e a biotita K(Fe,Mg)3Si3All0(OH)2 de cores escuras. As micas contm de 5 a 9% de K, constituindo uma fonte potencial desse nutriente para as plantas. Outros minerais (no-silicatos) importantes so: os carbonatos, onde se destaca a calcita (CaCO3) e a dolomita (CaMg(C03)2) como fontes de Ca2+ e Mg2+ para as plantas e como corretivos da acidez do solo; as apatitas Ca5(PO4)3(OH, F, Cl) como a principal fonte natural de fosfatos nos solos. Devido a sua maior importncia nos solos os argilominerais e os xidos sero tratados em um item especfico.

Rochas As rochas so agrupadas quanto sua origem em: (a) rochas gneas ou magmticas, (b) rochas sedimentares e (c) rochas metamrfcas.

Rochas gneas ou magmticas As rochas gneas constituem aproximadamente 80% do volume da litosfera e resultam da solidificao de uma fuso de silicatos, denominada magma, proveniente do interior da Terra. A cristalizao de minerais a partir do resfriamento do magma ocorre entre 1200 e 600C. H dois tipos principais de rochas gneas: extrusivas ou vulcnicas e intrusivas ou plutnicas. (Figura 3.4).

Figura 3.4. Representao esquemtica da formao de rochas gneas extrusivas (a) por extravasamento de magma em vulces, (b) em fissuras da crosta; (c) de rochas gneas intrusivas e (d) seu afloramento por soerguimento e eroso.

As rochas gneas extrusivas so originadas pelo extravasamento de magma superfcie da crosta terrestre, atravs de vulces ou de fissuras na crosta (ex. derrames de lavas). Rochas gneas intrusivas so produzidas pela cristalizao de magmas que no atingiram a superfcie da crosta terrestre; essas rochas, geralmente, sofrem um resfriamento mais lento do que as gneas extrusivas quimicamente equivalentes e contm mais seus constituintes volteis dissolvidos. Estas condies afetam a textura da rocha, a qual definida pelo tamanho, a forma e o arranjo dos minerais na massa

da rocha. Assim, as rochas gneas intrusivas apresentam minerais grandes (textura fanertica), pois o crescimento dos cristais favorecido pelo resfriamento lento, enquanto que as rochas extrusivas apresentam cristais pequenos no visveis a olho nu (textura afantica). Quando o perodo de resfriamento envolve duas fases, uma de resfriamento lento, com formao de cristais grandes e outra de resfriamento rpido com formao de cristais pequenos, a rocha resultante ter uma textura chamada porfrtica. Um resfriamento extremamente rpido do material extrusivo pode at impedir a formao de cristais e a rocha resultante ser constituda de minerais amorfos (textura vtrea). Por outro lado, materiais slidos expelidos por vulces podem formar rochas de textura fragmental, onde as partculas maiores so cimentadas por uma massa fina. As relaes entre o local e a velocidade de resfriamento do magma com a textura das rochas gneas, e respectivos exemplos, constam no Quadro 3.3.

Quadro 3.3. Relao entre o local, a velocidade de resfriamento, as caractersticas dos cristais, a textura e o tipo de rocha gnea.

Local e velocidade de resfriamento

Caractersticas dos cristais Textura Tipo de rocha gnea

Resfriamento lento em profundidade grandes fanertica intrusiva

Resfriamento rpido na superfcie pequenos afantica extrusiva

Resfriamento em 2 fases: lento e rpido grandes e pequenos porfirtica intrusiva ou extrusiva

Resfriamento extremam/ rpido na superfcie

sem formao de cristais vtrea extrusiva

Material slido expelido por vulces fragmentos de rocha fragmental extrusiva

O principal constituinte das rochas gneas o silcio, e conforme o seu teor (expresso como % SiO2), essas rochas so classificadas em: cidas (> 65% SiO2), intermedirias ou neutras (55 a 65% SiO2), bsicas (35 a 55% SiO2) e ultrabsicas (< 35% SiO2). Em rochas gneas com baixo contedo de silcio so, geralmente abundantes, minerais escuros contendo ferro e magnsio, como olivinas, piroxnios e anfiblios; essas rochas so denominadas mficas. Em rochas gneas com mais de 60%

de silcio em peso, ocorre quartzo associado com feldspatos alcalinos, com pequena quantidade de minerais ferro-magnesianos; essas rochas tem colorao clara e so denominadas flsicas. A denominao especfica das rochas gneas baseia-se na sua composio mineral efetiva. O Quadro 3.4 resume a classificao das rochas gneas conforme a origem, a textura, o teor de SiO2, a cor e a composio mineral.

Quadro 3.4. Classificao de rochas gneas conforme a origem, a textura, o teor de SiO2, a cor e a composio mineral.

Composio Mineral

Origem Textura

Extrusiva

Piroclstica ou Fragmental Tufo vulcnico ou brecha

Vtrea Obsidiana (macia); Pomice (porosa)

Afantica Riolito Andesito Basalto

Intrusiva Fanertica Granito Diorito Gabro

% SiO2 > 65 (cidas) 55-65 (neutras) 35-55 (bsicas)

Propriedades Claras e leves Intermedirias Escuras e pesadas

Rochas sedimentares As rochas sedimentares constituem apenas 5% do volume da litosfera, mas recobrem 75% da sua superfcie. Sedimentos so deposies de materiais que resultam da decomposio, desagregao e retrabalhamento de rochas existentes e de vrias origens. Os sedimentos depositam-se estratificadamente, camada sobre camada, na superfcie da litosfera, em temperaturas e sob presses relativamente baixas. Cada camada de sedimento vai se enterrando sempre mais profundamente quando as camadas que se sucedem depositam-se sobre sua parte superior. Assim, as rochas sedimentares podem acumular-se em espessuras de muitos milhares de metros (Figura 3.5).

Figura 3.5. Eroso, transporte e deposio estratificada de sedimentos

Durante o transporte e a deposio do sedimento ocorre a seleo mecnica e qumica do material original. Assim, por exemplo, material grosseiro (mataces, seixos, cascalho) so depositados prximo rea fonte, enquanto que materiais mais finos (areia, silte, argila) so depositados sucessivamente a distncias maiores; por sua vez, materiais solveis, como carbonato de clcio so dissolvidos, transportados em soluo e precipitados em ambientes especficos (Figura 3.6).

Figura 3.6. Seleo mecnica e qumica de sedimentos pelo transporte.

Devido as variaes fsicas ou qumicas durante o transporte e a deposio do material, os sedimentos tendem a adquirir uma estrutura estratificada ou em camadas, que podem ser horizontais ou cruzadas; esta ltima indica as diferentes direes do movimento de deposio. A textura das rochas sedimentares informa quanto a distncia do transporte e quanto ao ambiente de deposio, sendo reconhecidos os seguintes tipos: (a) textura clstica - presena de fragmentos de rochas; considera o tamanho dos gros, o grau de arredondamento, a seleo e a cimentao. (b) textura cristalina - presena de cristais formados a partir da soluo.

(c) textura esqueltica - presena de fragmentos de esqueletos de organismos ou de conchas. Conforme o processo de formao, as rochas sedimentares so classificadas em: clsticas quando resultam da deposio mecnica; ou qumica-orgnicas quando so provenientes da precipitao de solues inorgnicas. Sedimentos clsticos podem conter algum material precipitado quimicamente, da mesma forma que sedimentos qumicos compem-se de algum material clstico. As rochas sedimentares clsticas so classificadas conforme o tamanho das partculas, com uma diviso subsequente baseada na composio (Quadro 3.5). As rochas sedimentares qumica-orgnicas so classificadas conforme sua composio, com subdivises baseadas na textura ou outras caractersticas.

Quadro 3.5. Classificao das rochas sedimentares levando em conta o tipo, composio e textura dos sedimentos.

Textura Composio Nome

CLSTICAS

Gros grossos (> 2 mm)

Fragmentos arredondados de quartzo, calcednia Conglomerado

Fragmentos angulares de qualquer mineral ou rocha: quartzo, quartizito, ardsia Brecha

Gros mdios (1/16 a 2 mm)

Quartzo + minerais acessrios Arenito

Quartzo + 25% feldspato Arczio

Gros finos (1/256 a 1/16 mm) Quartzo e argilas Siltito Gros muito finos

(1/256 mm) Quartzo e argilas Folhelho ou argilito

QUMICA-ORGNICAS

Gros mdios a grossos Calcrio

Fsseis em matriz de calcrio Calcita (CaCO3) Calcrio fossilfero

Gros mdios a grossos Dolomita (CaMg(CO3)2) Dolomita

Criptocristalino Calcednia (SiO2) Calcednia

Rochas metamrficas As rochas metamrfcas constituem aproximadamente 15% da litosfera; originam-se de rochas gneas, sedimentares ou mesmo metamrficas que sofreram transformao na composio mineralgica, na estrutura e na textura, provocadas por modificaes devidas ao calor, a presso e ao qumica no ambiente em que foram geradas. Os principais processos de metamorfismo distinguidos so: deslocamento mecnico e recristalizao qumica. O deslocamento mecnico consiste na deformao e rotao dos minerais, devido a ao de presses diferenciais. A recristalizao qumica pode consistir na recombinao qumica e no crescimento de novos minerais pela adio ou no de novos elementos e na recristalizao dos minerais originais em cristais maiores. Quase todas as rochas metamrficas evidenciam a influencia conjunta dos dois processos, diferindo quanto intensidade de atuao de cada um. A maioria das rochas metamrficas exibe feies planares (fraturas ou laminaes), que recebem a denominao geral de xistosidade (= foliao). Na classificao das rochas metamrficas considerada a presena de foliao, a textura e a composio mineral, conforme mostra esquematicamente o Quadro 3.6.

Quadro 3.6. Classificao das rochas metamrficas de acordo com a sua estrutura, textura e composio.

Estrutura Textura Composio Nome

Foliadas Sem camadas

Gros muito finos

Ardsia

Gros grossos Xisto

Com camadas Gros grossos Gnaisse

No foliadas

Gros grossos

Fragmentos deformados de qualquer tipo de rocha Metaconglomerado

Gros finos e grossos

Quartzo Quartzito

Calcita ou dolomita Mrmore

Cl = clorita; Mi = mica; Qz = quartzo; Fd = feldspato; An = anfiblio; Pi = piroxnio

Fd

An

Pi

Qz

Mi

Cl

GEOLOGIA DO RIO GRANDE DO SUL

O Estado do Rio Grande do Sul apresenta quatro grandes provncias geolgicas, relacionadas abaixo, cuja rea de ocorrncia consta na Figura 3.7. - Escudo Sul-rio-grandense, situada na metade sul do RGS, constituda por granitos, gnaisses, xistos, arenitos, quartzitos e andesitos. - Depresso Perifrica ou Central, situada numa faixa que separa o Escudo do Planalto; constituda por arenitos, siltitos, argilitos e folhelhos. - Planalto, situada na metade norte e no sudoeste do RGS; constituda por basaltos, riolitos-dacito e localmente por arenitos. - Plancie costeira, abrangendo o litoral do RGS e a rea entre o escudo e a lagoa dos patos; constituda por sedimentos arenosos e argilosos.

Figura 3.7. Provncias geolgicas do Rio Grande do Sul.

A origem dessas provncias ser descrita resumidamente, com base na Figura 3.8. A provncia mais antiga o Escudo Sulriograndense, cujas rochas mais antigas (granitos, gnaisse) datam do Pr-

Porto Alegre

Plancie Costeira

Escudo Sulriograndense

Depresso Perifrica

Planalto

Cambriano, com mais de 600 milhes de anos de idade. Estas rochas, atravs de sucessivos ciclos de alterao e eroso, originaram no sentido sul-norte um espesso pacote de sedimentos diversos (arenitos, siltitos, folhelhos), depositados em longos perodos geolgicos. Esses sedimentos constituram a provncia da Depresso Perifrica ou Central. A presso desse pacote sedimentar sobre a crosta foi aliviada pelo extravasamento de magma atravs de fissuras, recobrindo grande parte dos sedimentos. Estes derrames vulcnicos so do perodo Cretceo, datando de 112 a 135 milhes de anos atrs (so, portanto, anteriores separao entre Amrica e frica), e formam a provncia do Planalto que est localmente recoberta por sedimentos arenosos mais recentes. A provncia da Plancie Costeira do perodo Quaternrio, sendo a mais jovem de todas; originou-se da deposio de sedimentos erodidos principalmente dos arenitos subjacentes aos derrames vulcnicos do Planalto e depositados no mar com as regresses marinhas os sedimentos afloraram superfcie, constituindo o atual litoral do RGS.

Figura 3.8. Seo Sul-Norte do RGS, ilustrando a disposio das formaes geomrficas.

Escudo Sulriograndense

Depresso Perifrica Planalto

CAPTULO 4- GNESE DO SOLO

INTRODUO A gnese do solo (pedognese) estuda a origem e o desenvolvimento dos solos, suas relaes com o ambiente atual e a influncia de caractersticas herdadas do passado no seu comportamento. Esse conhecimento no tem apenas interesse cientfico, mas tem tambm aplicao prtica pois auxilia no entendimento da distribuio dos solos na paisagem e portanto, permite o seu mapeamento. Alm disso, o conhecimento dos processos que levaram o solo a sua presente condio e que esto agindo atualmente, auxiliam na predio do comportamento do solo mudanas resultantes do seu manejo. Na transformao de um material original em um solo, ocorrem modificaes morfolgicas, qumicas, fsicas e mineralgicas. Estas modificaes resultam da atuao do intemperismo e dos processos de formao do solo, tambm denominados processos pedogenticos. A ao dos processos pedogenticos condicionada pelos fatores ambientais denominados de fatores pedogenticos, que compreendem o material de origem, o clima, o relevo, os organismos vivos, alm do tempo de atuao dos processos pedogenticos. A intensidade da intemperizao varia de acordo com as condies de equilbrio prevalescentes nas diferentes regies do globo terrestre. Este equilbrio depende da constituio mineralgica do material de origem e das condies ambientais (representada pelos demais fatores pedogenticos) que regulam a ao dos processos pedogenticos.

INTEMPERISMO As rochas situadas na superfcie terrestre so vulnerveis a processos fsicos, qumicos e biolgicos que podem transform-las em produtos muito diferentes do material original. Assim, por exemplo, o arenito pode ser transformado num material arenoso, constitudo de quartzo; o basalto, em caulinita e xidos de ferro; o calcreo pode desaparecer em soluo deixando um resduo insolvel constitudo de quartzo, argila e xidos de ferro. Como a decomposio das rochas resulta do seu contato direto com as condies atmosfricas ou o tempo no sentido climtico, usa-se a expresso intemperismo para designar esses processos. O intemperismo pode ser fsico, isto , as rochas so fragmentadas ou desintegradas por processos fsicos; ou, pode ser qumico, isto , os constituintes da rocha sofrem reaes qumicas que os decompem. O intemperismo fsico consiste na fragmentao das rochas sem mudana significativa na composio qumica.

O intemperimo qumico consiste no conjunto de reaes que alteram quimicamente (transformao, dissoluo/neoformao) a estrutura dos minerais que compem a rocha, formando novos minerais.

INTEMPERISMO FSICO O intemperismo fsico inicia com a exposio das rochas superfcie da crosta terrestre. Rochas gneas plutnicas, por exemplo, sofrem um alvio de presso, quando expostas superfcie, atravs do soerguimento ou por eroso, que provoca a sua expanso e conseqente fendilhamento. A fragmentao das rochas aumenta a rea superficial disponvel para os processos de alterao subseqentes. Assim, a penetrao e o crescimento de razes vegetais provocam o alargamento das fendas (presses de 10-15 kg/cm2), facilitando o acesso e a alterao da rocha pela gua e pelos compostos orgnicos. Devido a baixa condutividade trmica das rochas, a variao diria da temperatura e o aquecimento diferencial da superfcie da rocha em relao ao interior produz tenses que levam ao fraturamento. Na superfcie de rochas expostas em regies tropicais foram medidas durante o dia temperaturas de at 84 oC, que diminuram rapidamente para 20-30 oC aps uma chuva, originando assim diferenas de presso de at 500 kg/cm2. As diferenas em cor e no coeficiente de expanso dos minerais constituintes das rochas aceleram esse processo. Nas regies temperadas e frias, o congelamento da gua aumenta seu volume em, aproximadamente 10%, gerando presses de at 2200 kg/cm2. Nas regies ridas, a evaporao da gua provoca a concentrao de sais na superfcie das rochas. Com a cristalizao dos sais, a partir de solues supersaturadas, a soma dos volumes da soluo saturada e dos cristais maior do que a da soluo supersaturada, produzindo presses de vrias centenas de kg/cm2. Aps a desagregao das rochas, os fragmentos so reduzidos em tamanho e arredondados quando transportados pela gua, vento ou gelo, devido ao desgaste dos minerais. Disto resulta um aumento na rea superficial do material, que favorece a ao dos processos qumicos e biolgicos.

INTEMPERISMO QUMICO Os minerais primrios constituintes das rochas, formados sob condies de alta temperatura e presso, tornam-se potencialmente instveis quando expostos s condies de baixa temperatura e presso da superfcie terrestre. Alm disso, so vulnerveis ao ataque pela gua, oxignio e CO2, e as reaes tendem a ocorrer espontaneamente em busca do equilbrio. A intemperizao qumica conduz alterao e desintegrao dos minerais, resultando na formao de novos minerais (neoformao) e na liberao de ons. A ao da intemperizao qumica aumenta diretamente com a rea superficial dos minerais, pelo fato de iniciar na superfcie dos mesmos.

A gua o principal agente da intemperizao qumica; sua ao reforada pela presena de cidos orgnicos e pela elevao da temperatura. As principais reaes no intemperismo qumico so descritas a seguir:

Soluo e Dissoluo A penetrao de gua nos poros e nas microaberturas dos minerais resulta na dissoluo dos componentes mais solveis, como exemplifica a reao simplificada do cido carbnico dissolvido na gua, com o mineral calcita (CaCO3):

CaCO3 + H2CO3 Ca2+ + 2 HCO3-

Esta reao solubiliza o clcio, isto , o clcio envolto em molculas de gua, tornando-se transportvel em soluo. A solubilidade muito varivel entre os ons e depende do pH da soluo; por exemplo, o Na+, K+, Ca2+, Mg2+ so mais solveis do que o Al3+, Fe3+, Si4+, Ti4+. O Quadro 4.1 mostra a concentrao relativa de alguns ons em soluo nas guas de drenagem. Estes valores representam uma mdia de amostragens efetuadas em diferentes locais, fornecendo, por isso, uma viso geral da mobilidade relativa de alguns ons nos solos.

Quadro 4.1. Concentrao relativa de alguns ons em soluo, nas guas de drenagem coletadas em diferentes locais e a mobilidade relativa dos mesmos.

on Concentrao relativa Mobilidade relativa Cl- 100,00

forte SO42- 57,00 Ca2+ 3,00 Na+ 2,40 Mg2+ 1,30

moderada K+ 1,25

Si4+ 0,20 fraca Fe3+ 0,40

Muito fraca Al3+ 0,02

Hidrlise A ao mais importante da gua sobre a estrutura de um mineral atravs dos seus ons H+ e OH-, numa reao denominada hidrlise. Esta a principal reao na formao e transformao de

argilominerais, particularmente sob condies tropicais e subtropicais midas; ela envolve a remoo de ctions bsicos (Ca2+, Mg2+, Na+, K+) e de Si4+ (dessilicao). O mecanismo desta alterao consiste na reao do H+ da soluo com o mineral, alterando sua composio e estrutura. Na reao so rompidas as ligaes entre os metais (M= Al3+, Fe2+, Ca2+, Mn2+, Mg2+, K+, etc...) e Si4+ do silicato, conforme a seguinte reao:

Si-O-M + H+ Si-OH + M+

Nesta reao so liberados Si4+ na forma de cido silcico (H4SiO4) e ons metlicos livres (M+). A intensidade de alterao aumenta com o decrscimo do pH da soluo, ou seja, com o aumento da concentrao de H+. Assim, sob o ponto de vista do intemperismo, as reaes cidas so mais eficientes do que as reaes neutras. A hidrlise dos silicatos pode ser exemplificada com um feldspato potssico como o mineral ortoclsio (KAlSi3O8), mas vlida para outros como plagioclsios, piroxnios, anfiblios, etc... Numa primeira etapa, os ons K+ superficiais so substitudos por ons H+. Na etapa seguinte, a presena do prton H+ provoca o rompimento da ligao Si-O-Al, formando um grupo SiOH e um grupo AlOH. O on K+ liberado poder ser utilizado na formao de outro mineral (ex. ilita), ser absorvido pelas plantas, ficar adsorvido nas cargas negativas do solo ou ser lixiviado. A continuidade do processo de alterao pela hidrlise leva decomposio completa do mineral. A intensidade da alterao depende da gua disponvel e da remoo dos produtos solubilizados (ons e silcio), para que o equilbrio qumico no seja alcanado. Assim, a alterao do feldspato pode fornecer como produto final: (1) ilita, (2) caulinita ou (3) gibbsita, dependendo da intensidade de dessilicao e da permanncia ou no do K+ no sistema:

(1) 3 KAlSi3O8 + 2H2O KAl(AlSi3)O10(OH)2 + 6 H4SiO2 + 2 KOH

(2) 2 KAlSi3O8 + 11H2O Al2Si2O5(OH)4 + 4 H4SiO4 + 2 KOH

(3) KAlSi3O8 + 8H2O Al(OH)3 + 3 H4SiO4 + KOH

A reao (1) ocorre em condies de menor precipitao pluviomtrica ou de menor lixiviao. A reao (3) representa condies extremas de alterao, sob alta precipitao pluviomtrica ou ambiente de lixiviao, com dessilicao intensa que comum em regies tropicais midas. A reao (2) a mais generalizada em ambientes bem drenados e lixiviados de regies tropicais e subtropicais

midas, como por exemplo, nos latossolos do Planalto do RGS. A reao (3) mais comum nos solos do Brasil Central. A formao de novos minerais e/ou neoformao de minerais secundrios, a partir do resduo da reao, pode ocorrer no prprio local, ou aps o transporte dos ons em soluo para outro ambiente. A adio e/ou remoo de elementos condicionar a formao do produto final. Quando o mineral presente caulinita e a dessilicao for suficiente para manter a concentrao de silcio abaixo de 10-4mol/L ( 6ppm SiO2), h produo de gibbsita (reao 3 acima). Quando a lixiviao menos rpida ou h presena de argilominerais do tipo 2:1 (ilitas e esmectitas), a concentrao de silcio pode elevar-se acima do equilbrio da gibbsita com a caulinita, com conseqente preservao e/ou formao de caulinita. Assim, por exemplo, nos latossolos do Planalto do RGS, a concentrao de silcio suficientemente elevada para manter a caulinita estvel, enquanto que, no Brasil Central (Gois), a dessilicao mais intensa dos latossolos favoreceu a formao de gibbsita em relao caulinita. A heterogeneidade do sistema solo tambm permite a formao de gibbsita e caulinita em pontos distintos, mas prximos, no mesmo solo. Isto deve-se a microdiferenas locais na intensidade de lixiviao, consequentemente, com diferentes concentraes de silcio em soluo.

Oxidao Reaes de oxidao (doao de eltrons) so importantes na intemperizao de minerais com elevado teor em Fe2+ ou Mn2+, como os minerais ferromagnesianos (ex. piroxnios CaFeSi2O6). A gua, a pH 7 e em equilbrio com o ar atmosfrico, tem um potencial redox de 0,81V, que suficiente para oxidar Fe2+ a Fe3+ e Mn3+ a Mn4+. Assim, a oxidao pode ocorrer em soluo aquosa. Quando a oxidao ocorre na estrutura do mineral, o aumento na carga positiva compensado com a liberao do ction oxidado ou de outros ctions (H+, K+, Mg2+) da estrutura. Os ctions oxidados liberados da estrutura precipitam na forma de hidrxidos ou xidos de ferro (goethita e hematita) e mangans, dando respectivamente coloraes bruno ou avermelhadas (Fe3+) ou pretas (Mn3+, Mn4+) ao material. Com este processo, a estrutura residual do mineral fica instvel, facilitando sua posterior decomposio pela reao de hidrlise. As cores vermelhas e amarelas no solo indicam ambiente de oxidao, isto , uma boa drenagem. A ao conjunta de hidrlise e oxidao verificada tambm quando da drenagem de solos cidos-sulfatados (solos tiomrficos), que ocorrem, por exemplo, na Bacia da Lagoa Mirim-RS e nas reas de mangue do litoral brasileiro. Estes solos contm compostos de ferro e enxofre (pirita), que oxidam quando expostos pela drenagem, conforme as seguintes reaes:

4 FeS2 + 15 O2 + 2 H2O 2 Fe2(SO4)3 + 2 H2SO4

2 Fe2(SO4)3 + 8 H2O 4 FeOOH + 6 H2SO4

A formao do cido sulfrico (H2SO4) provoca uma diminuio do pH a nveis incompatveis com o desenvolvimento de plantas (pH

Os complexos ou quelatos solveis podem ser translocados no solo. A continuidade deste processo pode originar, na parte superior do solo, um horizonte eluvial E (lbico), e sua acumulao, na parte inferior, um horizonte iluvial Bh, Bs ou Bhs (espdico).

ESTABILIDADE DOS MINERAIS ALTERAO A resistncia ou a susceptibilidade dos minerais ao intemperismo varivel e depende de vrias caractersticas intrnsecas do mineral e das condies do meio ambiente. Alguns minerais alteram-se rapidamente, como, por exemplo, olivina e plagioclsio; outros persistem no solo, como, por exemplo, zirco e quartzo. Uma maneira para verificar a resistncia relativa dos minerais ao intemperismo comparar-se a composio original das rochas com a composio do material alterado (solo) sob diferentes condies ambientais. A seqncia de desaparecimento dos minerais seria inversamente proporcional ao seu grau de resistncia ao intemperismo. Verifica-se, no entanto, que esta seqncia pode variar de um local para outro, de acordo com a maior ou menor atividade dos ons em soluo, a qual por sua vez dependente da eficincia da lixiviao. Considerando-se apenas as caractersticas dos minerais, a sua resistncia a alterao depende (1) do arranjo estrutural, (2) do grau de cristalinidade, (3) do tamanho da partcula, (4) da composio qumica e (5) do grau de solubilidade do mineral. Quanto ao arranjo estrutural, a estabilidade dos silicatos aproximadamente proporcional unio dos tetraedros adjacentes, atravs do oxignio comum (Figura 4.1). A resistncia aumenta na seqncia: nesossilicato (olivina) < inossilicato simples (piroxnio) < inossilicato duplo (hornblenda) < filossilicato (biotita) < tectossilicato (quartzo). A influncia da composio qumica na resistncia dos tectossilicatos demonstrada pela resistncia decrescente do plagioclsio-sdico ao plagioclsio-clcico. A maior substituio isomrfica do Si4+ pelo Al3+ no plagioclsio-Ca enfraquece mais a sua estrutura. Nos filossilicatos, a presena de Fe2+ com alto potencial de oxidao, na estrutura da biotita, torna-a mais suscetvel alterao do que a muscovita, que no tem Fe2+. Por sua vez, os minerais, com menor tamanho de partcula, apresentam uma rea superficial especfica maior para ao do intemperismo (maior superfcie para reagir com a soluo do solo), alterando-se mais rapidamente em comparao com os minerais de menor rea superficial. Isto , a solubilidade aumenta com a diminuio do tamanho de partcula, conforme exemplificado para o quartzo no Quadro 4.2. A solubilidade do quartzo aumenta 17 vezes com a diminuio das partculas de 100 para 5 m. Assim, nos solos o quartzo domina nas fraes areia e silte, apresenta baixa concentrao na frao argila grossa (2 a 0,2 m) e est praticamente ausente na frao argila fina (

(a) (b) (c)

(d) (e)

(f) (g)

Figura 4.1. Arranjo estrutural (a) nesossilicato; (b) sorossilicato; (c) ciclossilicato; (d) inossilicato simples; (e) inossilicato duplo; (f) filossilicato; (g) tectossilicato.

Quadro 4.2. Relao entre a solubilidade do quartzo em gua e o tamanho de partcula.

Tamanho (m) Solubilidade (%) 1000 0,0006

100 0,0007

10 0,0028

5 0,012

O grau de cristalinidade do mineral se reflete na sua maior ou menor solubilidade. Assim, o quartzo que apresenta alto grau de cristalinidade condiciona baixas concentraes de silcio na

soluo, at 15 mg L-1. J a opala, com baixa cristalinidade determina concentraes em soluo de at 140 ppm. O grau de cristalinidade de um mineral, alm de condicionar sua prpria estabilidade, tambm pode condicionar a estabilidade de outros minerais que com ele compem o solo. Por exemplo, nos solos do Planalto do RGS a slica amorfa mantm uma concentrao de H4SiO4 em soluo suficientemente elevada para manter a caulinita estvel e impedir a formao de gibbsita. A baixa estabilidade dos carbonatos e sulfatos conseqncia da sua alta solubilidade; por sua vez, a elevada estabilidade do xidos e hidrxidos de Si, Al, Fe e Ti baseia-se na sua baixa solubilidade, tornando-os produtos finais do intemperismo qumico. ons constituintes de minerais mais estveis apresentam baixa mobilidade relativa nas guas de drenagem, conforme mostrado no Quadro 4.1. A ordenao dos minerais em funo da sua crescente resistncia ao intemperismo permite estabelecer uma seqncia de estabilidade dos minerais (Quadro 4.3), que serve para avaliar o grau de intemperizao de um solo.

Quadro 4.3. Seqncia de estabilidade de minerais de frao argila e exemplos de ocorrncia.

ndice Mineral Exemplos de ocorrncia 1 gesso regies ridas

2 calcita calcreo

3 piroxnios basalto pouco alterado

4 biotita granito pouco alterado

5 feldspato granito pouco alterado

6 quartzo neossolos

7 muscovita solos granticos

8 vermiculita solos granticos

9 esmectita vertissolos

10 caulinita; 2:1-hidrxi-al3+ latossolos, nitossolos, argissolos

11 gibbsita latossolos, bauxitas

12 hematita, goethita latossolos

13 anatsio, ilmenita, rutilo latossolos

Grau de intemperizao O grau de intemperizao de um solo pode ser avaliado quimicamente ou mineralgicamente. Para solos usa-se uma seqncia de estabilidade baseada em minerais ndice (Quadro 4.3). Um intemperismo fraco indicado pela presena de gesso, calcita e piroxnios; um intemperismo intermedirio por biotita, ilita e esmectita; um avanado por minerais 2:1 com hidrxi-Al3+ entre camadas e caulinita e, um intemperismo muito avanado por gibbsita, hematita, goethita e anatsio. Assim, os solos da Campanha do RS, ricos em esmectita (vertissolos e chernossolos) apresentam um grau de intemperismo intermedirio; os latossolos do Planalto do RS, contendo caulinita, xidos de ferro e minerais 2:1 com hidrxi-Al3+, apresentam um intemperismo avanado; os latossolos do Brasil Central, contendo gibbsita, goethita, hemetita e caulinita tem um grau de intemperismo muito avanado. Em correspondncia composio mineral, tambm a composio qumica se altera com o avano do intemperismo. Elementos de minerais facilmente intemperizveis so lixiviados caso no precipitem como minerais secundrios pouco solveis. A seqncia de remoo de ctions Na Ca Mg > K > Si > Mn; entre os nions Cl > SO4 >> PO4. A relao molar SiO2/Al2O3 (denominada relao Ki) tem sido usada como ndice qumico de intemperismo ligado a composio mineral. Por exemplo, a relao Ki da esmectita 6,3, da ilita 3,4, da caulinita 2,2. Quanto menor o valor Ki, maior o grau de dessilicao do solo, e maior a concentrao de Al, alm de Fe, Ti e Mn. Assim, os latossolos tem valor Ki

CAPTULO 5- FORMAO DO SOLO

INTRODUO Como se formam os solos? Na Cincia do Solo, a rea de Gnese do Solo trata da origem e do desenvolvimento dos solos, suas relaes com o ambiente atual e a influncia de caractersticas herdadas do passado no seu comportamento. Esse conhecimento tem interesse cientfico e aplicao prtica, pois auxilia no entendimento dos diferentes tipos de solos, da distribuio dos solos na paisagem, permitindo o seu mapeamento. Alm disso, o conhecimento dos processos que levaram o solo sua presente condio e que esto agindo atualmente, auxiliam na predio do comportamento do solo mudanas resultantes do seu manejo. Quando so tratados aspectos relacionadas com formao natural do solo usa-se o termo pedognese (do Grego, pedon = solo, genesis = gnese, origem, produo) para expressar formao do solo ou gnese do solo, bem como o termo pedogentico para expressar o efeito, ou o produto de um processo de formao do solo. A pedognese abrange todas as aes que resultam na formao natural de um solo. Por exemplo, no perfil do solo os horizontes A e B so horizontes pedogenticos, pois so um produto da pedognese. Os minerais constituintes do solo podem ou no ser pedogenticos: o quartzo e os feldspatos so minerais primrios herdados do material de origem, portanto, no so pedogenticos; os minerais secundrios caulinita, gibbsita, hematita, goethita, quando formados no solo so considerados minerais pedogenticos. A ao humana no solo ou na formao de um solo constitui um efeito antropognico (do Grego anthropos = humano), ou seja originado pela ao humana.

FATORES DE FORMAO DO SOLO At a segunda metade do sculo XIX prevaleceu o conceito de solo como regolito para explicar a formao e a ocorrncia de diferentes tipos de solos [rever: Conceitos de Solo]. No final do sculo XIX, a partir dos estudos do gelogo russo V.V. Dokuchaev, passou a vigorar o conceito de solo como corpo natural independente, formado e desenvolvido sob a ao dos fatores de formao. Este conceito pode ser resumido na equao

S = f(mo, cl, r, o, t)

que expressa o solo (S) como funo das interaes entre os fatores ambientais material de origem (mo), clima (cl), relevo (r), organismos vivos (o), atuando ao longo do tempo (t). Ao conjunto de fatores ambientais naturais (mo, cl, r, o) deve ser acrescentada a ao humana como fator antropognico (a) atuante na alterao, degradao e construo do solo. No seguimento sero abordados aspectos referentes influncia de cada um dos fatores de formao do solo.

Material de origem O termo material de origem identifica o material do qual um determinado solo se desenvolveu. Pode ser a rocha subjacente ao perfil de solo, ou material coluvial ou aluvial, ou sedimentos diversos. Os solos desenvolvidos in situ da rocha ou do material consolidado subjacente so considerados autctones e os solos sem relao com a rocha subjacente so alctones, isto , formados em material transportado proveniente de outra rocha. Em regies tropicais e subtropicais, o solo pode estar separado da rocha inalterada subjacente por algumas dezenas de metros de regolito. Neste caso, o regolito o material de origem do solo. As caractersticas do material de origem que influem na formao do solo so: o grau de consolidao, a granulao ou textura, a composio qumica e mineralgica e a estrutura da rocha. O grau de consolidao da rocha condiciona a velocidade da intemperizao. Rochas pouco consolidadas (por ex., arenito) favorecem o desenvolvimento de solos mais profundos em comparao s rochas consolidadas (por ex., granito). A granulao da rocha, associada mineralogia, determina a textura do solo. Materiais com elevado teor em quartzo (por ex., arenito e granito) originam solos de textura mais arenosa em comparao s rochas bsicas ricas em minerais ferromagnesianos (por ex., basalto, gabro). Solos originados de folhelhos (alta proporo de silte e argila) tendem a apresentar textura siltosa e argilosa. Alguns efeitos da composio qumica e mineralgica da rocha nas caractersticas do solo so exemplificados no Quadro 5.1.

Quadro 5.1. Exemplo de relaes entre a composio das rochas e de solos derivados, no RS.

Rocha/solo Composio da rocha Composio do solo

Ca %

K %

Fe % Mineralogia

Argila %

K total %

Fe %

Mineralogia da argila

Arenito/ Argissolo Vermelho-Amarelo

1,0 0,5 2,0 quartzo >> feldspato 20 2000 1 caulinita, quartzo, goethita, hematita

Granito/ Argissolo Vermelho-Amarelo

1,4 3,4 3,0 mica,

felspato, quartzo

40 10700 3 caulinita,

quartzo, mica, goethita

Basalto/ Nitossolo Vermelho

6,4 1,2 9,0 piroxnios, anfiblios,

plagioclsios 60 2100 16

caulinita, goethita, hematita

Sob condies de intemperismo semelhante, observam-se as seguintes tendncias nas rochas e nos solos derivados das mesmas (Quadro 5.1):

Teor de K: granito > basalto > arenito Teor de Ca: basalto > granito > arenito Teor de Fe: basalto > granito > arenito.

Com relao composio mineralgica dos solos (Quadro 5.1), excetuando os minerais neoformados (caulinita, goethita e hematita) comuns nos trs solos, os demais minerais so herdados da rocha. No solo desenvolvido de arenito, o predomnio de quartzo confere a textura arenosa e a baixa reserva em nutrientes. No solo desenvolvido de granito, alm do quartzo que contribui para a presena da frao cascalho e areia, as micas conferem uma alta reserva de potssio. No solo desenvolvido de basalto, a textura mais argilosa e o teor em xidos de ferro mais elevado. Geralmente, quanto menos intemperizado for o solo, maior a sua relao com a composio qumica e mineralgica da rocha que lhe deu origem. A medida em que o solo se desenvolve, o intemperismo e as perdas de constituintes por lixiviao diminuem esta relao. Entretanto, mesmo em solos em estdio de intemperismo muito avanado pode persistir alguma relao. O Quadro 5.2 exemplifica a relao entre o material de origem e as vrias formas de potssio em Latossolos do Brasil Central, em funo da presena de muscovita (mineral primrio resistente ao intemperismo). Devido ao intemperismo avanado destes solos, no h relao com o potssio facilmente disponvel s plantas.

Quadro 5.2. Relao entre o teor de potssio total (Kt), potssio disponvel a mdio prazo (Km) e facilmente disponvel (Kd) com o material de origem de Latossolos de Gois.

Solo Material de origem

Kt Km Kd mg/kg

Latossolo Vermelho-amarelo (CPAC) Gnaisse 5230 487 64 Latossolo Vermelho (Uruana) Gnaisse 6717 306 44 Latossolo Vermelho (Rialma) Gabro 610 125 43 Latossolo Vermelho (Anpolis) Gabro 714 240 32

Clima O fator clima constitudo por vrios componentes, como a precipitao pluviomtrica, a temperatura, o vento, a insolao, a umidade relativa do ar, a evaporao, que atuam na formao do solo. As precipitaes pluviomtricas determinam a disponibilidade de gua para as reaes qumicas

e a remoo dos constituintes solveis. A temperatura afeta a velocidade das reaes qumicas e, juntamente com o vento, acelera a evapotranspirao. As chuvas que atingem o solo podem ser: (1) retidas pelas foras matriciais do solo, (2) percolar atravs do solo, translocando ou removendo partculas (eluviao, iluviao) ou elementos (lixiviao), ou (3) escorrer superficialmente, causando eroso. Para avaliar a influncia da quantidade de chuvas na pedognese de um solo, considera-se a diferena entre a precipitao pluviomtrica e a evapotranspirao (P EVT) como sendo a gua excedente disponvel para a intemperizao e lixiviao. A influncia do clima pode ser exemplificada comparando-se os solos originados de rochas vulcnicas similares (riolito e basalto), das regies dos Campos de Cima da Serra e da Campanha no RS (Quadro 5.3). A diferena na gua disponvel para a intemperizao entre estas regies reflete-se na composio qumica e mineralgica dos respectivos solos. Nos Campos de Cima da Serra predominam os Cambissolos Hmicos extremamente cidos, com elevados teores de Al trocvel e baixos teores de ctions bsicos (soma de bases); a mineralogia constituda principalmente por minerais dos ltimos estdios de intemperizao (caulinita, gibbsita), sem vestgios de minerais primrios (exceto quartzo). Por sua vez, na Campanha ocorrem Vertissolos Ebnicos com pH prximo neutralidade e alto teor de bases; na sua mineralogia predomina esmectita, alm de minerais primrios pouco resistentes (plagioclsios) e ndulos de CaCO3. A menor quantidade de gua disponvel para intemperismo na regio da Campanha reflete-se no menor grau de alterao dos minerais e menor lixiviao dos ctions bsicos, permitindo inclusive a preservao dos plagioclsios e a formao de carbonato de clcio. O clima, alm de influir diretamente na alterao das rochas e minerais, bem como na eroso dos materiais alterados, tambm atua no desenvolvimento dos organismos vivos, que por sua vez, afetam o solo. Assim, o tipo de formao vegetal sobre um solo est relacionado ao clima (quantidade e distribuio de chuvas, temperatura, insolao, etc.), bem como ao solo. Por isso, a descrio da vegetao um complemento importante na descrio das condies climticas locais.

Quadro 5.3. Comparao da influncia do clima da regio dos Campos de Cima da Serrra (Bom Jesus) e da Campanha (Uruguaiana) nas caractersticas de solos originados de rochas vulcnicas.

Regio (P-EVT) Solo pH S Al3+ CTC V Mineralogia mm cmol/kg % Campos de Cima da Serra

1850 Cambissolo Hmico 4,8 1,1 5,4 10,1 10

caulinita, gibbsita, goethita

Campanha 350 Vertissolo Ebnico 6,7 55,0 0,0 56,6 97 esmectita,

plagioclsios

O efeito conjunto da gua excedente (P-EVT) e da temperatura (T) pode ser ilustrado na comparao de solos do Planalto do RS, no trajeto (leste-oeste) Bom Jesus So Borja, em relao ao teor de C orgnico do horizonte A e a proporo de goethita e hematita nos solos. Observa-se que o teor de C orgnico decresce com o aumento da temperatura (Figura 5.1), o que atribudo ao estmulo da atividade de microorganismos atuando na oxidao da matria orgnica. Como regra geral, solos de regies mais quentes e midas tendem a acumular menos matria orgnica dos que os solos de regies mais frias e midas.

Figura 5.1. Relao entre temperatura do ar e o teor de C orgnico em solos do Planalto do RS.

Da mesma forma, com a elevao da temperatura e a diminuio da gua excedente aumenta a proporo de hematita e decresce a de goethita (razo Hm/Hm+Gt aumenta) (Figura 5.2).

(a) (b)

Figura 5.2. Relao entre temperatura do ar (a) e o excesso de gua (b) e a proporo de goethita (Gt) e hematita (Hm) em solos do Planalto do RS.

Assim, nas regies mais frias e midas como os Campos de Cima da Serra (Bom Jesus, Cambar, So Fco. de Paula), os solos tem colorao bruno-amarelada, enquanto que nas regies mais quentes e menos midas como no Planalto Mdio (Passo Fundo) e Misses (Santo Angelo, So Borja), predominam os solos de colorao mais avermelhada. Uma seqncia de solos vermelhos (Nitossolos Vermelhos, anteriormente Terra Roxa Estruturada) e solos bruno-amarelados (Cambissolos Hmicos), tambm relacionada ao aumento da pluviosidade e o decrscimo da temperatura, pode ser observada no trajeto de Trs Coras So Francisco de Paula. Tambm nesta situao, o teor de C orgnico maior no ambiente mais frio e mido de So Francisco de Paula. De maneira global, com o aumento da precipitao pluviomtrica, observa-se nos solos um aumento no teor de matria orgnica, da lixiviao das bases, da atividade biolgica, do contedo de argila, da acidificao e da alterao dos minerais. Muitas feies dos solos podem no ser compatveis com as condies climticas atuais. Isto significa que foram produzidas sob condies climticas diferentes vigentes no passado (paleoclimas). Por exemplo, durante os perodos glaciais ocorrentes no hemisfrio norte, as reas no afetadas por glaciao no hemisfrio sul apresentavam regimes climticos com baixa pluviosidade e rarefao da vegetao; nos episdios chuvosos concentrados ocasionais dominava o processo erosivo dos solos, transportando materiais. Nos perodos interglaciais (entre glaciaes, pois foram vrias nos ltimos cem mil anos) a melhor distribuio das chuvas favorecia o desenvolvimento da vegetao, bem como o intemperismo qumico e a pedognese. Existem muitas evidncia dessas variaes climticas. Por exemplo, durante as glaciaes, a floresta amaznica ocupava apenas pequenos refgios, expandindo aps o trmino da ltima glaciao h 10 mil anos atrs, passando a ocupar a atual extenso. As reas de vegetao campestre na regio dos Campos de Cima da Serra no RGS tambm so testemunhos do clima mais seco vigente durante a ltima glaciao, sendo que o clima atual mais mido est favorecendo a expanso natural da floresta de pinheiros; esta expanso, entretanto, limitada pela ao humana.

Organismos vivos O fator organismos vivos compreende a flora e a fauna desenvolvida no solo. O seu efeito no solo pode ser visualizado em vrias etapas. Num estdio inicial, lquens e musgos povoam as rochas, extraindo elementos pelo contato direto, produzindo uma alterao incipiente das rochas que serve de substrato para os colonizadores seguinte