ELEMENTOS DE PEDOLOGIA

Huberto José Kliemann1

5.1. Histórico

A PEDOLOGIA é a ciência que trata da gênese, classificação e distribuição dos solos; para muitos é simplesmente sinônimo de ciência do solo. Trata dos fatores e processos de formação, incluindo a descrição de perfis, dos corpos e padrões de distribuição dos diversos tipos de solo sobre a superfície da Terra. O solo, historicamente, tem sido estudado e conceituado sob os mais diversos enfoques. Aristóteles (384-322 a.C.) e seu sucessor, Teofrasto (372-287 a.C.) estudaram o solo em relação à nutrição de plantas, cuja linha básica de pensamento foi seguida pelos escritores romanos Catão, Plínio e outros. No período renascentista, a ciência do solo ganhou novo alento com os trabalhos de Palissy e de Liebig2 que, na verdade, marcam o início da agricultura científica. Liebig considerou o solo como um depositário passivo de nutrientes de plantas. Na metade do século XIX Raman e Fallou desenvolveram a agrogeologia, vendo o solo como uma parte intemperizada, um tanto lixiviada, do manto rochoso superficial da crosta terrestre. Fallou (1794-1877, In: Pedologie oder allgemeine und besondere Bodenkunde, 1862) - atualmente considerado o "verdadeiro 'pai' da Pedologia" (Feller et al., 2008) - sugeriu o termo "pedologia", significando a ciência do solo teórica e geológica, distinguindo-a do termo "agrologia", que designava a aplicação da ciência do solo na prática agronômica (Lembrete: antigamente o agrônomo era chamado de agrólogo, analogamente ao geólogo). Na Rússia, Lomonosov (1711-1765) conceituou o solo como um corpo em evolução, ao invés de estático. Em seqüência, Dokuchaiev (1800-1890) na Rússia, Hilgard (1833-1916) e Müller na Alemanha, aproveitando os ensinamentos do mestre Humboldt, conceituaram o solo como o resultado da ação conjunta de diversos fatores geográficos, geológicos, climáticos, etc. Vladimir Vasilevich Dokuchaiev (1886), possivelmente baseado nos escritos de Fallou (Pedologie oder allgemeine und besondere Bodenkunde,1862), estudando os solos Chernozem na Rússia e aplicando os conceitos de morfologia de solos, descreveu os principais grupos, produziu a primeira classificação científica e desenvolveu métodos de mapeamento no campo e de cartografia no laboratório. Desenvolveu e usou conceitos conceitos sobre a natureza e a gênese de perfis de solo e das paisagens de solos, a nomenclatura básica de horizontes (A-B-C) e um modelo fatorial, no qual os solos e padrões de solos são vistos como uma função de fatores de estado do ambiente, variando independentemente. Embora não universal, esse modelo ainda permanece, em várias formas revisadas, permitndo que outros pesquisadores desenvolvessem os conceitos de zonalidade. Ergueu os "alicerces" da geografia e da gênese do solo. Propôs que a palavra "solo" fosse usada como termo científico referente aos horizontes de rocha que mudam continuamente sua estrutura sob a influência conjunta da água, do ar e de várias formas de organismos vivos e mortos. Mais tarde estabeleceu a seguinte definição:

“O solo é um corpo natural, independente e evolucionário, com morfologia própria, formado sob a influência dos fatores clima, material de origem, relevo, tempo e organismos vivos”.

Alguns anos depois, Glinka (1867-1929) e Neustruyev (1874-1928) enfatizaram o conceito de solo como uma entidade geológica superficial intemperizada, mostrando feições

1 Professor Titular, Escola de Agronomia da UFG. 2 Bernard de Palissy (1499-1589) publicou a obra “On Various Salts in Agriculture”, descrevendo o solo com fonte de nutrientes minerais para

as plantas. Justus von Liebig publicou em 1840 seu tratado de Química Aplicada à Agricultura e à Fisiologia, em que estabelece as bases da teoria da nutrição mineral das plantas, propondo o uso de fertilizantes minerais na agricultura. No entanto, o verdadeiro 'pai' de Nutrição Mineral de Plantas é Carl Sprengel (Gröger, Chem. Unserer Zeit, 2010, 44, 340 – 343), que publicou seus trabalhos a partir de 1826).

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correspondentes às zonas climáticas. Finalmente, Müller (1878) elucidou o caráter biológico da gênese dos solos de florestas e Gedroiz (1912) introduziu o conceito de troca catiônica (Buol et al., 1980). Os ensinamentos de Dokuchaiev atravessaram o Atlântico para os Estados Unidos da América com Hilgard, geólogo e cientista de solo, que estabeleceu relações entre solos e cli-mas, trabalhando com solos alcalinos. Marbut (1863-1935) e Kellog (1902-?) trouxeram para o Ocidente as idéias de Glinka, que foram amplamente utilizadas no "U.S. Soil Survey", funda-mentando suas próprias idéias de desenvolvimento e classificação de solos nos conceitos lega-dos por Dokuchaiev e Glinka (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1962, 1982). Hans Jenny3 (1899-1992) escreveu um tratado magistral sobre os cinco fatores de estado que governam o desenvolvimento de perfis de solo. Grande parte do livro é devotado ao modelo funcional-fatorial de formação do solo, em que os solos são vistos como o produto dos cinco fatores interativos: clima, organismos, relevo, materail de origem e tempo. Jenny desenvolveu muitas funções numéricas, com cada equação mostrando como os solos mudam quando quatro dos fatores são mantidos constantes, deixando variar apenas um. A esse respeito Jenny (1941 e edições posteriores) notou que “a meta de um geógrafo do solo é a montagem do conhecimento do solo na forma de uma mapa”. No entanto, ele verificou que a elucidação quantitativa dos processos de formação de solos não podia ser efetuada sem um grande volume de dados, não disponíveis à época de seus escritos.

5.2 Conceitos básicos em pedologia

Para fundamentar os conceitos atuais de gênese do solo vamos reportar-nos ao trabalho de Whitehead (1925), que enumera três estágios para o desenvolvimento de uma disciplina, também aplicáveis a essa parte da ciência do solo:

Estágio 1: Localização no tempo e no espaço – na gênese do solo a operação básica de um mapeamento de solos, para registrar as suas posições no espaço – são um prerrequisito para o seu desenvolvimento como ciência. A localização dos solos com respeito aos fatores ambientais, dos quais o tempo é um, constitui-se na característica essencial desse estágio.

Estágio 2: Classificação – Whitehead (1925) denomina-a de "meio-caminho entre o lado concreto e imediato das coisas individuais e a completa abstração dos conhecimentos matemáticos". Uma grande variedade de classificações genéticas e descritivas de solos foram construídas. A terminologia vai desde símbolos até termos sintéticos baseados nas línguas clássicas (latim e grego) e finalmente uma parafernália de termos vulgares, nomes e adjetivos. Por exemplo, variedades (fases de solos), espécies (tipos de solos) e vários grupos mais amplos (grandes grupos de solos nos USA e tipos de solos na Rússia) são abstrações de entidades definidas, necessárias nas classificações (Cline, 1949).

Estágio 3: Abstração matemática – na gênese do solo,abstrações de grau mais elevado são possíveis por via matemática. Diversas relações e fenômenos dentro do solo podem ser expres-sadas por métodos estatísticos paramétricos e não paramétricos, o que, em tese, eliminaria grande parte do julgamento subjetivo, de forma que os fatores falariam por si mesmos, às vezes de forma inesperada.

O solo do ponto de vista genético não necessita de definições que visam uma aplicação imediata, do tipo, por exemplo, "o solo é meio de crescimento para as plantas", "o solo é uma fonte de argila", etc. Deve-se, sim, considerar o solo como um corpo natural de matéria mineral e orgânica que mudou ou ainda está mudando em resposta aos processos de formação do solo. Buol et al.(1980) discute alguns conceitos fundamentais, que se tem mostrado úteis para entender a gênese do solo:

3 Trata-se do clássico tratado "Factors of soil formation", cujos enunciados básicos, também calcados nos conceitos de Dokuchaiev e de Glinka,

tem aceitação universal, na sua quase totalidade, até nossos dias.

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Conceito 1: Os processos pedogenéticos atuais operam através do tempo e do espaço. Isso inclui o princípio do uniformitarismo de Hutton que diz: "O presente é a chave do passado". Assim, esse princípio também inclui a idéia de os termos antigos usados para designar os processos de formação do solo (podzolização, laterização, etc.) são, na realidade, partes de processos semelhantes, atuando em diferentes proporções e intensidades, em diferentes tempos e em diferentes lugares.

Conceito 2: Regimes distintos de processos de formação do solo produzem solos distintos.

Conceito 3: O solo e a cobertura vegetal modificam os processos de degradação do solo.

Conceito 4: A argila é produzida no solo.

Conceito 5: Complexos organo-minerais são produzidos no solo.

Conceito 6: No decurso da pedogênese ocorre uma sucessão de solos, isto é, o conceito de "ciclo pedológico" inclui solos jovens, solos maturos e solos senis.

Conceito 7: A complexidade da gênese do solo é mais comum do que a simplicidade.

Conceito 8: Pouco do "continuun" do solo é mais velho do que o Terciário e a maior parte dele não mais velho do que o Pleistoceno. Esta é uma medida da limitada estabilidade da superfície da terra.

Conceito 9: Conhecimentos de climatologia são essenciais para o entendimento dos solos (o conceito russo de zonalidade climático-vegetativa é fundamental na compreensão da gênese do solo).

Conceito 10: O conhecimento do pleistoceno é um prerrequisito para o entendimento dos solos.

Conceito 11: Existem pontos observáveis de mudança acentuada nos índices e graus de resposta do solo ao ambiente. Como exemplos tem-se as mudanças climáticas, isto é, existem solos com estágios de desenvolvimento não condizentes com o clima atual dominante.

Conceito 12: O conhecimento da gênese do solo é básica para o manejo do solo. As influências do homem nos fatores de formação podem ser controladas e planejadas à luz dos conhecimentos da gênese do solo.

Conceito 13: A paleopedologia é um aspecto de importância crescente na ciência do solo. Apesar de a gênese do solo preocupar-se primordialmente com as paisagens atuais dos solos, ela está ga-nhando utilidade histórica pela sua extensão para dentro do passado.

Assim, um solo deve ser tratado, no mínimo, sob três aspectos: como espécimen anatômico, como transformador de energia e como sistema aberto.

5.2.1 Conceito genérico de perfil do solo

Para a completa compreensão de um perfil de solo vamos explicitar os conceitos de solum, de sequum de solo e de seção de controle no contexto da paisagem. O solum é um perfil "incompleto" de solo, que é definido simplesmente como o solo genético desenvolvido pelas forças de construção do solo (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1962). Assim, o solum, para ser entendido de forma apropriada, deve ser observado, no mínimo, em uma camada abaixo para saber onde termina a zona de enraizamento. Daí, tem-se que o solum é a parte do perfil influenciada pelo sistema radicular. Os solos são corpos que mostram seqüências tridimensionais de características, donde se tem o sequum vertical e o sequum horizontal.

O sequum vertical de corpos de solo reconhece-se desde a superfície (em contato com o ar) até a profundidade onde o material não mais é influenciado pelo

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processo genético e, por isso, chamado de material geológico. No sequum vertical verifica-se, nos casos mais gerais, a diminuição da matéria orgânica, o aumento dos teores de argila até uma certa profundidade e depois o seu decréscimo.

Um perfil "completo" de solo é a exposição vertical de uma porção da superfície da crosta terrestre, que inclui todas as camadas que foram alteradas pedogeneticamente durante o período de formação do solo (Figura 5.1).

O sequum horizontal é uma sucessão contígua de corpos de solos na direção horizontal (eixos x e y). É geralmente gradual, a não ser quando influenciado pela geologia. A seção de controle é uma porção do perfil do solo, delimitada em termos de uma profundidade arbitrária ou de uma faixa de profundidade. Alguns sola são tão profundos ou possuem limites (contornos) inferiores tão sutis, que, na prática, o solo é classificado e mapeado sem o conhecimento do perfil completo, ou sem a sua referência exata. Se possível, a seção de controle não deve ser usada.

5.2.2 Unidade de solo: pédon, polipédon, perfil de solo, solum.

O pédon é definido como a menor unidade que pode ser chamada de "um solo". Um pédon possui três dimensões. Seu limite inferior é vago e, algumas vezes arbitrário, o limite entre solo e "não-solo". As dimensões laterais são suficientemente grandes para permitir o estudo da natureza de quaisquer horizontes presentes, porque um horizonte pode ser variável na espessura ou até descontínuo. Sua área varia de 1 a 10 m2, dependendo da variabilidade nos horizontes. Em casos de horizontes intermitentes ou cíclicos, em geral, pédons de 2 a 7 m2

incluem a metade do ciclo. Um ciclo menor do que 2 m2 ou onde todos os horizontes são contínuos e de espessura homogênea, o pédon possui área de 1 m2. O formato do pédon é grosseiramente hexagonal. O polipédon é um corpo de solo, consistindo de mais de um pédon. O conceito de polipédon fornece a ligação essencial entre as entidades básicas de solo (pédons) e os indivíduos de solo, que formam unidades nos sistemas taxonômicos. Assim, o polipédon é definido como um ou mais pédons contíguos, todos incluídos numa faixa definida de uma série simples de solo. É um corpo de solo real, físico, limitado pelo "não-solo" ou por pédons de características diferentes com respeito aos critérios usados para definir uma série (Figura 5.2). Seu tamanho mínimo é o mesmo do pédon, isto é, 1 m2. Seus limites com outros polipédons são determinados mais ou menos exatamente por definição (Johnson, 1963).

Figura 5.1 Indivíduo de solo como unidade natural inserido na paisagem, caracterizado pela

posição, tamanho, inclinação, perfil e outras feições.

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Um corpo individual de solo é limitado lateralmente por outros corpos de solo ou por material "não-solo". Corpos de solo adjacentes podem ser diferenciados com base na profundidade do solum. Para se situar o solo na paisagem e fornecer elementos para a classifi-cação taxonômica devemos definir pédon e polipédon (Figura 5.2).

5.2.3 Descrições de campo

A morfologia dos solos é estudada largamente em condições de campo e é melhor avaliada "in situ" do perfil em trincheiras, suficientemente grandes para a observação de um pédon. Segundo Santos et al. (2005) podem-se usar cortes de estradas para exames de perfis na fase de mapeamento, mas para descrições detalhadas e amostragens importantes devem ser evitados, salvo quando recentes, mas mesmo assim, após a limpeza cuidadosa dos perfis. Essa recomendação deve-se a vários fatores, que podem alterar a morfologia original do solo, tais como: exposição demasiada do solo à insolação, chuvas, ciclos alternados de umedecimento e secamento, ação de máquinas (compactação, espelhamento), retirada de material da superfície (decepação parcial ou total do horizonte A), contaminação do solo por calcários, materiais de pavimentação, etc. Em áreas onde existem cortes, pode-se avaliar o perfil por meio de sondagens, de preferência com trados de caneco ou holandês (Figura 5.3)

Figura 5.2 Pédon e perfil de solo.

Figura 5.3 Parte do material de campo usado para exame de perfis de solo. 1. martelo pedoló-gico; 2. trado de rosca; 3. trado holandês; 4. trado de caneco; 5. enxadão; 6. pá qua-drada; 7. pá reta; 8. faca.

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Para a descrição da morfologia de um solo, abrem-se trincheiras de tamanho suficiente, para se possam avaliar as características morfológicas, tomar fotografias e coletar material. Na maioria dos casos a abertura é feita maualmente. Para isso algumas ferramentas são indispensáveis (Figura 5.xx), tanto para a abertura como para as avaliações morfológicas.

As dimensões das trincheiras, em razão das variações verticais e horizontais, devem ter, sempre que possível, 2,0 m de profundidade para a descrição de perfis de solos profundos. Assim, dimensões de trincheiras de 2,0 m de profundidade por 1,5 m de comprimento e 1,2 m de largura (Figura 5.xx) são comumente usadas em levantamentos de solos. A principal preocupação é a de que se tenha uma face vertical, pelo menos, bem lisa e iluminada, a fim de expor claramente o perfil.

A superfície de observação do perfil não deve ser alterada e nem o material retirado depositado sobre essa mesma face. Recomenda-se que em um dos lados da trincheira sejam escavados degraus (Figura 5.xx) , para facilitar o acesso e o manuseio do material coletado (etiquetagem, amarrio, preparo das amostras para densidade e micromorfologia).

Figura 5.4 Ilustração de uma trincheira preparada para a descrição do perfil do solo (Santos et

al., 2005).

5.2.2.1 Seleção do local e seqüência de exame morfológico do perfil

A seleção do local onde se vão examinar e descrever perfis depende das finalidades, que podem ser diversas: a) identificação e caracterização de unidades de mapeamento, estudos de

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unidades taxonômicas, estudos específicos de gênese, manejo, fertilidade, irrigação, trabalhos de engenharia e meio-ambiente. O caso mais comum de levantamento de solos, em que o objetivo final é a representação da unidade de mapeamento, deve-se ter o cuidado de escolher locais, para a descrição de perfis e coleta de material, que sejam representativos da referida unidade. Por isso a seleção do local sódeve ser feita o reconhecimento da área. Dessa forma, não se recomendam locais de transição entre unidades de mapeamento. Sempre que possível, a descrição de perfis e respectiva coleta de material dos horizontes devem ser em áreas ainda sob vegetação natural. O uso da faca e, ou, do martelo pedológico, facilita a percepçãp das alterações da consistência, o grau de desenvolvimento da estrutura e a textura do solo ao longo do perfil. A observação visual permite a diferenciação da cor, a transição entre horizontes, tamanho e forma da estrutura e mesmo a textura, em alguns solos. Ainda são perceptíveis materiais facilmente intemperizáveis, fragmentos de rocha, cerosidade, cimentação, nódulos e concreções minerais e coesão. Muitas vezes, dados analíticos são usados para ajustes posteriores. Após a abertura da trincheira ou preparo do corte de estrada, inicia-se o exame do perfil pela separação dos horizontes, sub-horizontes e, ou, camadas, determinando-se em seqüência: a cor,a textura, as consistências seca, úmida e molhada de cada horizonte e, ou, camada, com as respectivas transições entre eles, conforme especificações detalhadas adiante. Qualquer informação relevante deve acompanhar a descrição do perfil, tasi como: distribuição de raízes; atividade biológica; presença de linhas de pedras (“stone lines”), de concreções ou nódulos; acúmulo de sais; compactação; local de descrição (trincheira, corte de estrada ou tradagem); altura do lençol freático, etc. No exame do perfil do solo todas os horizontes e, ou, camadas são separadamente registrados e descritos. Descrições objetivas são absolutamente essenciais, pois sem boas descrições e coletas de amostras dos perfis, os dados de laboratórionão podem ser corretamente interpretados. Para algumas classes de solos é necessária a observação de certas características morfológicas com diferentes teores de umidade no perfil. Citam-se as classes de Latossolos Amarelos e Argissolos Amarelos (confirmação do seu grau de coesão), Latossolos Brunos (observação do fendilhamento quando secos, o que é pouco comum em outros Latossolos), Vertissolos (fendilhamento, dureza, plasticidade e pegajosidade) e Organossolos (mudanças de coloração com a oxidação do material) (Santos et al., 2005).

5.2.3.2.1. Espessura e arranjamento dos horizontes

Feita a separação dos horizontes, mede-se a espessura de cada horizonte ou camada. Para isso coloca-se uma fita métrica ou trena na posição vertical, fazendo coincidir o zero (0) com a parte superior de horizonte superficial (desprezando-se o horizonte O) e daí se começa a leitura da profundidade [Figura 5.5(a)]. As medidas de profundidade e espessura são dadas em centímetros, sendo usada em horizonte com linha de separação plana ou horizontal. Quando a faixa ou linha de separação entre horizontes é sinuosa, ondulada, irregular, descontínua ou quebrada, procede-se como mostra a Figura 5.5 (b). Figura 5.5. Representação das medições das profundidades dos horizontes quando a linha ou

faixa de separação perfil completo - (a) é plana ou horizontal; (b) ondulada, irregular, descontínua ou quebrada (Santos et al., 2005).

(a) (b)

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5.2.3.2.2 Transição entre horizontes

A caracterização de transição entre horizontes é importante tanto em relação à gênese, quanto fatores práticos de uso e manejo, com destaque para: a) suscetibilidade à erosão, b) continuidade do sistema poroso; e c) desenvolvimento do sistema poroso. A transição refere-se à nitidez ou contraste de separação entre os mesmos. Os graus de distinção (Figura 5.6 a,b,c,d, respectivamente) quanto à faixa ou linha sepração:

– transição abrupta – < 2,5 cm; – transição clara – 2,5-7,5 cm; – transição gradual – 7,5-12,5 cm; – transição difusa – >12,5 cm.

As formas (topografia), quanto à linha ou faixa de separação entre horizontes (Figura 5.6, a, b, c e d, respectivamente ) podem ser:

– transição horizontal ou plana – aproximadamente plana e paralela à superfície do solo;

– transição ondulada ou sinuosa – sinuosa, com níveis mais largos do que profundos, em referência ao plano horizontal;

– transição irregular – em referência ao plano horizontal, apresenta desníveis mais profundos do que largos;

– transição descontínua ou quebrada – a separação não é contínua, podendo-se verificar partes de um horizonte parcial ou totalmente desconectadas de outras partes do mesmo perfil.

Assim, por exemplo, quando a faixa de transição for maior que 12,5 cm e a linha de separação for plana, a notação será: transição difusa e plana; se a faixa variar entre 7,5e 12,5 cm

5.2.3 Características morfológicas do solo

A morfologia do solo refere-se à descrição qualitativa das propriedades detectadas pela visão e pelo tato: cor, textura, estrutura, porosidade, consistência, etc. nos horizontes e, ou, camadas. É feita no momento da descrição do perfil do solo, para cada horizonte ou camada individualmente, seguindo registros padronizados. O exame de campo revela muitas feições, permitindo inferências que nem sempre podem ser obtidas a partir de dados de laboratório. O motivo é simples: o solo é um corpo dinâmico, cujas carcterísticas variam com o tempo, às vezes em curtos intervalos, como a umidade, a temperatura, a população e atividade microbianas. Partes integrantes do solo – a vegetação e suas raízes, fauna e seu habitat, a organização estrutural, por exemplo – não são preservadas em amostras transportadas para o laboratório. Isso não significa que dados de laboratório não sejam importantes, porém, muitas conclusões, inferências e transferência de conhecimentos baseiam-se em informações de campo ancoradas em dados de laboratório. Constatações de campo e dados de laboratório tendem a se complementar (Santos et al, 2005).

(a) b) (c) (d) Figura 5.6 Transições entre horizontes. a: horizontal ou plana; b: ondulada ou sinuosa; c:

irregular; d: descontínua ou quebrada. e a linha for ondulada, anota-se a transição gradual e ondulada (Lemos & Santos, 1996).

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5.2.3.1 Cor

A cor do solo é uma das propriedades mais proeminentes e facilmente determinável. Por isso é usada para identificar, descrever e diferenciar os solos no campo. Apesar de ter pequena influência no comportamento do solo, ela permite a avaliação indireta de propriedades importantes que informam sobre a ação combinada dos fatores e processos de formação. Por essa razão, na maioria dos sistemas de classificação de solos a cor é usada como atributo diferencial de classe em vários níveis categóricos. Diversas inferências podem ser feitas a partir da cor sobre propriedades do solo e sua gênese. Cores escuras podem indicar acumulação de matéria orgânica (excetuando-se solos sódicos, em que o sódio dispersa a MOS), especialmente emno horizonte superficial (A), em ambientes mal drenados ou de temperaturas mais baixas. Em horizontes subsuperficiais a cor escura indica a presença de minerais de ferro (magnetita ou maghemita), complexos organo-ferrosos e organo-manganosos e matéria orgânica translocada, na forma ferro-húmica (horizonte Bhs em Espodossolos, por exemplo). A cor é, provavelmente, a feição mais óbvia do solo,facilmente visível até por leigos.

As cores avermelhadas até amareladas de solos minerais indicam a presença de diferentes formas químicas de óxidos de ferro, como atestam Kämpf & Schwertmann (1983) e Schwertmann (1985), caracterizando pedogênese diferenciada. Os matizes vermelhos e amarelos são relacionados com variadas proporções de goetita e hematita, aumentando as pigmentações amrela e vermelha, respectivamente. O predomínio da hematita é indicador de ambiente mais bem drenado, com regimes de umidade mais seco e térmico mais elevados; a goetita predomina em ambientes ainda bem drenados, mas com regimes de umidade e de temperatura mais baixos. A presença da hematita ou da goetita no solo também pode realcionar-se ao material de origem: facilmente intemperizáveis propiciam elevadas taxas de liberação de ferro para a solução tendem a formar hematita; materiais cuja liberação de ferro é lenta, formam preferencialmente a goetita.

Em ambientes hidromórficos as cores alaranjadas relacionam-se à lepidocrita; as cores amarelo-brunadas, à presença de ferrihidrita, que tende a acumular-se na forma de gel.

As cores esbranquiçadas e acinzentadas relacionam-se à maior concentração de minerais claros como caulinita, carbonatos, quartzo, etc., indicando, em geral, a perda de oxi-hidróxidos.

Cores mosqueadas ou variegadas, comuns em solos com lençol freático oscilante, realcionam-se a processos de oxi-redução de oxi-hidróxidos de ferro, formando plintitas. Com umedecimento e secamento alternados formam-se concreções ou camadas petroférricas ou petroplínticas concrecionárias (USDA, 1975; Moreira, 2006). Em solos poucos desenvolvidos as cores mosqueadas ou variegadas relacionam-se à presenca de minerais em vários estágios de intemperismo.

As relações entre cores do solo e composição e ambiente muitas podem ser observadas ao longo de toposseqüencias. As cores vermelhas são encontradas, em geral, em solos de superfícies convexas, elevadas e bem drenadas, na parte superior da enconsta; as cores amareladas e horizontes mosqueados em solos de superfícies côncavas, com drenagem deficiente e no terço inferior da encosta; e as cores cinzentas e escuras e os horizontes mosqueados, na parte inferior de encostas mal drenadas.

5.2.3.1.1 Determinação da cor solo

O matiz é a cor espectral dominante e é relacionada ao comprimento de onda da luz. O valor é a tonalidade da luz e é relacionado à quantidade de luz refletida. O croma é a medida da pureza da cor espectral, ou intensidade de saturação (Figura 5.7). Para descrever as cores dos solos usa-se uma parte das cartas de Munsell, dentro da faixa dos matizes vermelho e amarelo (Figura 5.8)

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O matiz é a cor espectral dominante e é relacionada ao comprimento de onda da luz. Cada página da escala de Munsell corresponde a um matiz, cuja simbologia encontra-se no canto superior direito de cada página.

O croma (intensidade ou saturação ou pureza de cor) é determinada da seguinte maneira: cada matiz será combinada em diferentes proporções com cada uma das tonalidades cinza, como se vê na Figura 5.8b. Vamos tomar o matiz 5,0 R e o valor 6, com 20 subdivisões. Assim, o número 0 (zero) é composto de 20 partes de cinza número 6 e nenhuma parte da matiz 5,0 R. Podem ser feitas diversas combinações, mas nas cartas de solos apenas são aproveitadas as combinações de números 2 a 8 (Figura 5.8).

O valor é a tonalidade da luz e é relacionado à quantidade de luz refletida. O croma é a medida da pureza da cor espectral ou intensidade de saturação (Figura 5.8b)

A carta completa de cores de Munsell para solos apresenta nove folhas, com diferentes matizes, totalizando 248 padrões. No alto à direita o matiz 5,0 é cor vermelha pura; o matiz 7,5 YR é formado de 87,5 de vermelho e 12,5 de laranja; o matiz 10 R tem 75% de vermelho e 25% de laranja; o matiz 2,5 R tem 62,5% de vermelho e 37,5% de laranja; o matiz 5,0 YR tem 50% de vermelho e 50 % de amarelo (Figura 5.8).O valor representa a combinação de preto

Figura 5.7 Matizes que compõe o espectro e que aparecem nas cartas de cores de Munsell.

Figura 5.8 Esquemas demonstrativos da formação dos matizes das cartas de cores (hue) (a);

das tonalidades ou valores (value)(b); e (c) da combinação dos matizes com as tonalidades usados para formar os padrões de determinação das cores do solo.

(b)

(a)

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(ausência de cor) e de branco (combinação de todas as cores). Assim, o valor 0 (zero) significa ausência de brilho e o valor 10 (dez) a presença total de brilho. Nas cartas de Munsell para solos aparecem os valores de tonalidade de 2 a 8. À direita de cada folha acha-seo valor alfanumérico do matiz (hue). Na primeira coluna da esquerda para a direita e de baixo para cima estão os valores (value), indicados por números que vão de 2 a 8. Indo da esquerda para a direita aumenta a intensidade das cores (saturação), em que proporcionalmente diminuem as tonalidades de cinza e aumenta a pureza da cor. É possível adquirir folhas especiais para certos tipos de solos gleizados, contendo os matizes 5GY, 5G, 5BG e 5B. Algumas páginas das cartas de cores de solos de Munsell possuem símbolos como N 6/, que denotam cores totalmente acromáticas (cores neutras), não possuindo matiz e croma, mas somente valor. Caso a cor do solo não coincidir exatamente com as cores da escala de Munsell, ela pode ser determinada por interpolação, com aproximações de meia unidade de valor e croma, e meia ou uma unidade de matiz. Por exemplo, para uma amostra entre os matizes 2.5 Y e 5YR, porém mais próximo de 2.5YR, o matiz poderia ser 3YR; situando-se mais próximo de 5YR, poderia ser anotado com 4YR. Interpolações de matizes melhoram a correlação entre a cor do solo e os constituintes minerais que lhes conferem a cor, principalmente os óxidos de ferro (Kämpf & Schwertmann, 1983).

Tabela 5.1. Quantidade, tamanho e contraste dos mosqueados (Santos et al., 2005)

Quantidade Tamanho Contraste Classe Àrea Superficial Classe Tamanho do eixo maior Classe Definição Pouco < 2% Pequeno < 5 mm Difuso Indistinto, visível apenas

com exame detalhado Comum 2-20% Médio 5-15 mm Distino Facilmente visível Abundante > 20% Grande > 15 mm Proeminente Diferença da cor da matriz

do solo é de várias unidades de matiz, valor ou croma

É necessário especificar a condição de umidade na qual a cor foi determinada (seco, seco triturado, úmido e úmido amassdo). O registro da cor do solo é feito na seqüência: nome da cor, matiz, valor, croma e a condição de umidade, como segue, por exemplo: Vermelho-escuro, 5YR 3/5 (úmido). A cor da matriz é a cor dominante do solo, mas alguns horizontes podem estar estar com mais de uma cor. Esse padrão é denominado de mosqueado e, ou, variegado, que deve ser tomado separadamente da cor da matriz. Apenas a cor úmida é suficiente na determinação da cor do mosqueado, e a notação é feita da seguinte maneira: cor de fundo (matriz) e cor ou cores das manchas; e arranjamento do mosqueado (Figura 5.9). A quantidade, tamanho e contraste dos mosqueados encontram-se na Tabela 5.1. A designação da cor do solo é feita com a tradução padronizada e homologada pela Sociedade Brasileira de Ciência do Solo (Tabela 5.2). Um detalhe importante na detrminação de cor é a presença de boa iluminação e ângulo adequado de incidência dos raios solares. Observando-se as cores de um perfil de solo, deve-se procurar as mesmas condições de iluminação da amostra, anotando-se a cor mais aproximada dos padrões de referência.

5.2.3.2 Textura

Pela desagregação de uma amostra de terra observa-se que ela é composta de partículas sólidas de diversos tamanhos e de natureza predominatemente mineral. Pelo seu diâmetro as partículas são classificadas em frações granulométricas, compostas de terra fina seca ao ar (areias, silte e argila, menores que 2 mm) e das frações mais grosseiras (cascalhos, calhaus e matacões, maiores que 2 mm).

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Tabela 5.2 Correspondências dos nomes das cores de solos das cartas de Munsell do inglês para o português.

Cor Cor Munsell (Inglês) Português Munsell (Inglês) Português

Black Preto Light reddish brown Bruno-avermelhado-claro Bluish black Preto-azulado Light reddish gray Cinzento-avermelhado-claro Bluish gray Cinzento-azulado Light yellowish brown Bruno-amarelo-claro Brown Bruno Bluish gray Cinzento-azulado Brownish yellow Amarelo-brunado Olive Oliva Dark bluish gray Cinzento-azulado-escuro Olive brown Bruno-oliváceo Dark brown Bruno-escuro Olive gray Cinzento-oliváceo Dark gray Cinzento-escuro Olive yellow Amarelo-oliváceo Dark grayish brown Bruno-acinzentado-escuro Pale brown Bruno-claro-acinzentado Dark grayish green Verde-acinzentado-escuro Pale green Verde-claro-acinzentado Dark greenish gray Cinzento-esverdeado-escuro Pale olive Oliva-claro-acinzentado Dark olive Oliva-escuro Pale red Vermelho-claro-acinzentado Dark olive brown Bruno-oliváceo-escuro Pale yellow Amarelo-claro-acinzentado Dark olive gray Cinzento-oliváceo-escuro Pink Rosado Dark red Vermelho-escuro Pinkish gray Cinzento-rosado Dark reddish brown Bruno-avermelhado-escuro Pinking white Branco-rosado Dark reddihs gray Cinzento-avermelhado-escuro Red Vermelho Dark yellowish brown Bruno-amarelado-escuro Reddish black Preto-avermelhado Dusky red Vermelho-escuro-acinzentado Reddish brown Bruno-avermelhado Gray Cinzento Reddish gray Cinzento-avermelhado Grayish brown Bruno-acinzentado Reddish yellow Amarelo-avermelhado Grayish green Verde-acinzentado Strong brown Bruno-forte Greenish black Preto-acinzentado Very dark brown Bruno muito escuro Greenish gray Cinzento-esverdeado Very dark gray Cinzento muito escuro Light bluish gray Cinzento-azulado-escuro Very dark grayish brown Bruno-acinzentado muito escuro Light brown Bruno-claro Very dusky red Vermelho muito escuro-acinzentado Light brownish gray Cinzento-brunado-claro Very pale brown Bruno muito claro-acinzentado Light gray Cinzento-claro Weak red Vermelho-acinzentado Light greenish gray Cinzento-esverdeado-claro White Branco Light olive brown Bruno-oliváceo-claro Yellow Amarelo Light olive gray Cinzento-oliváceo-claro Yellowish brown Bruno-amarelado Light red Vermelho-claro Yellowish red Vermelho-amarelado

Figura 5.9 Referencial de estimativa das percentagens de mosqueados em uma área do perfil do solo (Santos et al., 2005).

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A textura refere-se à proporção relativa das frações texturais mais finas de areias, silte e argilas. No campo a proporção dessas frações texturais é estimada pelo tato, manipulando-se entre o polegar e o indicador uma amostra previamente umedecida (sem excesso de água) e amassada na palma da mão até formar uma massa homogênea. Esse procedimento é fundamental para se obter a completa dispersão e orientação das partículas do solo (Schneider et al., 2007). Para a fração areia há a sensação tátil de aspereza, não plástica e não pegajosa, quando molhada e grãos simples quando seca; para a fração silte, a sensação é de sedosidade, ligeiramente plástica e não pegajosa quando molhada; para a fração argila a sensação é de pegajosidade plástica e pegajosa quando molhada.

A habilidade em estimar a textura do solo pelo tato pode ser desenvolvida por comparação, manipulando-se amostras cuja composição granulométrica foi previamente determinada em laboratório ou estimada por técnico experiente.

É importante salientar que a sensação ao tato, além de pelo tamanho de partículas, também é inflenciada pela natureza das partículas minerais e pela matéria orgânica. A argila tende a aumentar a plasticidade e a pegajosidade do solo, ao passo que a matéria orgânica tende a diminuí-la. Em solos com argilas 2:1 expansivas, a sensação de plasticidade e pegajosidade é mais intensa que em solos com argilominerais 1:1, com os mesmos teores de argila.

Os solos argilosos com altos teores de óxidos de ferro possuem microagregação estável, que transmite a sensação de silte ou areia ao tato quando as amostras não tiverem sido suficientemente amassadas. Somente após amassamento prolongado, consegue-se dispersar esses microagregados, possibilitando a sensação real de plasticidade e pegajosidade da fração argila. Em geral, a dispersão desses solos em laboratório também é difícil, sendo necessário, em muitos casos, a remoção dos óxidos de ferro.

Embora seja difícil avaliar, no campo, a proporção das frações de areia em sua forma subdividida (areia muito grossa, grossa, média, fina e muito fina), a prática permite algumas inferências importantes. Por exemplo, um solo arenoso será tanto mais áspero, quanto maior for o teor de areia muito grossa. Os grãos de areia são facilmente observados a olho nu, podendo ser percebida a textura também pelo som, quando o material é esfregado entre os dedos (Santos et al., 2005).

Figura 5.10 Triângulo textural representado as classes texturais dos solos (Estados Unidos, 1959, 1993).

Dependendo da textura, os solos podem ser agrupados em classes texturais, de acordo com o triângulo textural de (Estados Unidos, 1959, 1993) (Figura 5.10). Assim, uma amostra

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que apresenta em torno de 40% de argila, 10% de silte e 50% de areia, pelo triângulo textural, enquadra-se na classe argilo-arenosa

Nos trabalhos de levantamentos de solos produzidos no Brasil têm sido usadas 13 classes texturais em 5 grupamentos:

– Textura arenosa – compreende as classes texturais areia e areia franca. – Textura argilosa – compreende as texturais, ou parte delas, tendo na composição

granulométrica de 35% s 60% de argila. – Textura média – compreende classes texturais ou parte dekas que apresentam na

composição granulométrica menos de 35% de argila e mais de 15% de areia, exluídas as classes areia e areia franca.

– Textura siltosa – compreende parte de classes texturais que tenham silte maior que 50%, areia menor que 15% e argila menor que 35%. Na descrição morfológica de solos devem-se registrar as frações grosseiras quanto ao tamanho e grau de arredondamento (Figura 5.11). No campo devem ser descritos com o auxílio de lupa de mão de 10 aumentos. A nomenclatura guarda eqüivalência comaquela adotada pelo laboratório do Setor de Mineralogia da Embrapa Solos.

Para as frações grosseiras, independentemente da natureza do material, são adotadas as seguintes denominações:

– Tamanho: · Cascalho – fração de 2 a 20 mm; · calhaus – fração de 20 a 200; · matacões – frações maiores de 200 mm.

A ocorrência de cascalhos será registrada como qualificativo da textura nas descrições morfológicas da seguinte maneira: – Percentagem

· muito cascalhento – mais de 50% de cascalho; · cascalhento – entre 15% e 50% de cascalho; · com cascalhos – entre 8% e 15% de cascalhos.

A constituição mineralógicas dessas frações dever ser especificada sempre que possível. O termo seixo é utilizado apenas para as frações grosseiras que apresentam contornos arredondados (rolados). Exemplo: cascalhos de quartzo constituídos por seixos. No caso de o material apresentam sensação micácea, ou seja, material com abundância de mica, deve-se apresentar após a classe de textura, entre parênteses, a palavra micácea. Ex.: argila micácea.

5.2.3.3 Estrutura do solo

A estrutura refere-se à agregação de partículas individuais de solo em unidades maiores, com planos de fraqueza entre eles. Os agregados individuais são conhecidos como peds e os

A B C D E Figura 5.11 Classes de arredondamento. A: angular; B: subangular; C: subarredondada; D:

arredondada; E: bem arredondada (Santos et al., 2005).

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solos que não possuem agregados com contornos naturalmente preservados (peds) são considerados sem estrutura. Duas formas sem estrutura são reconhecidas, isto é, grãos simples e estrutura massiva. No segundo caso as partículas mostram coesão tão íntima que a massa não mostra planos de fraqueza. Para averiguar a estrutura de um horizonte de solo deve-se agir de maneira que a ação de observação não venha a promover a destruição ou o aparecimento de determinada estrutura. Para tanto, os agregados são separados calmamente com os dedos, permitindo distingui-los nas estruturas maiores. A classificação para a estrutura dos agregados mais empregada é a de Nikiforoff (1951), que contempla as características forma, tamanho e grau de desenvolvimento das unidades estruturais. A forma define o tipo de estrutura; o tamanho, a classe de estrutura; o grau de desenvolvimento, o grau de estrutura. O tamanho dos agregados em macro-estrutura e micro-estrutura é feito arbitrariamente, de maneira subjetiva, à vista desarmada, sem o uso de lentes. Em condições de campo observa-se a macro-estrutura de modo qualitativo. Podemos distinguir as estruturas (Figura 5.12):

– laminar – quando as partículas estão arranjadas num plano horizontal e apresentam aspecto de lâminas de espessura variável, mas a dimensão horizontal é sempre a maior. Esse tipo de estrutura ocorre em solos de regiões secas e frias, onde há congelamento. É mais encontrado nos horizontes A e E e ainda no C, em perfis não perturbados. Também pode ser encontrado em solos compactados;

– prismática – essa estrutura apresenta o formato de prismas quando as partículas estão em torno de uma linha vertical dominante. Os limites verticais são aproximadamente arredondados;

– em blocos – é uma estrutura poliédrica (com várias faces), em que as três dimensões são aproximadamente iguais. Pode ser dividida em blocos angulares e blocos suban-gulares. Nos blocos angulares as faces são planas e os vértices com ângulos vivos; os blocos subangulares têm misturas de faces arredondadas e planas com a maioria dos vértices arredondados;

– granular ou esferoidal – é uma estrutura que apresenta a forma e o aspecto arredondado, porém não apresenta faces de contato com as unidades estruturais vizinhas, como ocorre na estrutura em blocos.

Na estrutura granular distinguem-se dois sub-tipos: a estrutura granular propriamente

dita e a estrutura em grumos. A diferença reside essencialmente na porosidade; enquanto que na estrutura granular as unidades estruturais são pouco porosas, nos grumos a porosidade é muito alta. O tamanho das unidades estruturais é dividido segundo as classes: muito pequeno,

Figura 5.12 Tipos de estrutura: a: laminar; ba: prismática; bb: colunar; ca: blocos angulares;

cb: blocos subangulares; d: granular (Santos et al., 2005).

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pequeno, médio, grande e muito grande. Na Tabela 5.3 vemos que nas diferentes classes os diâmetros variam com o tipo de estrutura. A terceira característica considerada é o grau de desenvolvimento da estrutura, que reflete as condições de coesão inter e intra-agregados. Os graus de estrutura dividem-se em:

- Sem unidades estruturais ou peds – grãos simples, não coerente, maciça-coerente; - com estrutura – são definidos três graus de estrutura:

· fraca – as unidades estruturais são poucos freqüentes em relação à terra solta; · moderada – as unidades estruturais são separadas com facilidade e há pouco

material solto; · forte – as unidades estruturais são separadas com facilidade e quase não se

observa material de solo solto.

Tabela 5.3. Tipos e classes de estruturas (EUA. Soil Survey Staff, 1951; Nikiforoff, 1951).

Tipos (formas e arranjos dos agregados) Classes Laminar Prismática Blocos Grânulos Grumos Prismática Colunar Angulares Subangulares (não porosos) (porosos) Muito pequena < 1 mm < 10 mm < 10 mm < 5 mm < 5 mm < 1 mm < 1 mm Pequena 1 a 2 mm 10 a 20 mm 5 a 10 mm 5 a 10 mm 5 a 10 mm 1 a 2 mm 1 a 2 mm Média 2 a 5 mm 20 a 50 mm 20 a 50 mm 10 a 20 mm 10 a 20 mm 2 a 5 mm 2 a 5 mm Grande 5 a 10 mm 50 a 100 mm 50 a 100 mm 20 a 50 mm 20 a 50 mm 5 a 10 mm - Muito grande > 10 mm > 100 mm > 100 mm > 50 mm > 50 mm > 10 mm -

Esses três graus são definidos em função da resistências dos agregados, da sua distinção na face exposta do horizonte na trincheira e pela proporção entre materiais agregados e não-agregados. Assim, um solo com B latossólico pode apresentar estrutura forte muito pequena granular, ou fraca muito pequena blocos subangulares ou outras variações, conforme o grau de desenvolvimento, classe de tamanho e tipos dos elementos de estrutura. Num solo com horizonte B textural encontra-se a estrutura moderada (grau), média (classe) e blocos subangulares (tipo) e num solo com B nátrico a estrutura é forte grande colunar. No caso do horizonte B latossólico tipo "pó-de-café" a estrutura mais comum é a forte muito pequena granular.

A estrutura varia em função da umidade e por isso é necessário estabelecer o limite de umidade ideal para a observação de campo. Segundo Santos et al. (2005) a condição mais favorável é a ligeiramente mais seca que úmida. Os perfis de solos dificilmente apresentam estrutura uniforme na seqüência dos horizontes componentes. A variação mais comum é aquela apresentada na Tabela 5.4, referindo-se, principalmente aos horizontes A, E, B e C.

Tabela 5.4 Relação genérica de tipos de estrutura e horizontes principais dos perfis dos solos.

Tipos de estrutura Horizontes principais (ou ausência) A E B C Grumosa + Granular * x x x Blocos sub-angulares o o * x Blocos angulares * x Prismática * x Colunar + Grãos simples o * x x Maciça o x x

Notações: + privativa; * preferencial; x corrente; o rara. Fonte: Oliveira et al. (1992)

Atenção especial deve ser dada ao registro da estrutura de horizontes que apresentam propriedades vérticas, anotando detalhes de formas e dimensões das unidades estruturais. Na sua descrição, os termos paralelepipédica e cuneiforme podem ser empregados (Figura 5.13).

– Paralelepipédica – é um tipo de estrutura prismática, em que as unidades estruturais

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apresentam a forma de paralelepípedos. – Cuneiforme – é um tipo de estrutura prismáticana qual as unidades estruturais

apresentam a formas de cunhas.

Figura 5.13 Representação das formas estruturais: paralelepipédica (a) e cuneiforme (b).

Fonte: Schoeneberger et al. (1998)

Diversos fatores são responsáveis pela estrutura do solo, dependendo dos fatores e processos e do manejo do solo A experiência mostra que:

– A estrutura granular é mais comum no horizonte A, onde tende a ser maior e mais fortemente desenvolvida que no horizontes subsuperficiais. Para tal contribuem os maiores teores de matéria orgânica, a atividade da biota (microorganismos e fauna do solo), o sistema radicular, amplitudes de temperatura, ciclos de umedecimento e secamento;

– a estrutura do horizonte B dos Latossolos pode ser bastante variada e relacionada com a mineralogia e o teor de argila: · os de textura franco-arenosa tendem a apresentar textura fraca pequena granular

ou fraca pequena ou média blocos subangulares; · os mais cauliníticos, argilosos ou muito argilosos em geral possuem estrutura em

blocos subangulares fraca ou moderadamente desenvolvida; · os mais oxídicos (estrutura ”pó de café”) forte pequema granular, justificada pela

ocorrência expressiva de óxidos de alumínio (gibbsita) e, ou, ferro (hematita e goethita);

· no horizonte Bw de Latossolos Brunos do Sul do Brasil, além da estrutura em blocos moderadamente desenvolvida, é comum o seu marcante fendilhamento quando seco;

· o horizonte Cg de Gleissolos normalmente apresenta aspecto maciço, resultado da saturação de água constante, menores atividade microbiana, amplitudes térmicas e ciclos de umedecimento e secagem, exceto quando drenados artificialmente;

– horizontes subsuperficiais de solos argilosos, com predomínio de argila expansiva 2:1 (Vertissolos, Luvissolos, Chernossolos Argilúvicos) tendem a apresentar arestas mais vivas nas faces dos elementos estruturais (blocos angulares fortemente desenvolvidos e estrutura composta (prismática composta de blocos). Nesse caso, ambas as formas de estruturas devem ser descritas;

– horizontes subsuperficiais de solos com percentagem de saturação por sódio (PST) elevada e presença de argilominerais 2:1 tendem a apresentar estrutura colunar ou prismática;

–Chernossolos e Nitossolos apresentam estrutura granular fortemente desenvolvida no horizonte A e em blocos angulares ou subangulares no B.

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- Luvissolos e Planossolos da região semi-árida do NE brasileiro podem apresentar estrutura fracamente desenvolvida no A, às vezes com aspecto de maciça, que contrasta de forma marcante com a estrutura prismática ou colunar B.

5.2.3.4 Cerosidade

A cerosidade do solo é o aspecto brilhoso e ceroso apresentado nas superfícies das diferentes faces das unidades estruturais, manifestado por uma cor de matiz mais intenso; as superfcíces geralmente são livres de grãos de areia e silte. São modificações da textura e da estrutura de superfície naturais nos materiais de solo, devido à concentração de constituintes particulares de solo ou modificação "in situ" do plasma (Brewer, 1964). Essas modificações são consideradas feições micro-estruturais, cuja descrição detalhada é melhor executada em laboratório. Todavia, é importante descrever as cerosidades tanto quanto possível no campo. Uma lente de 10x é desejável e assim podem ser reconhecidos os seguintes tipos de cutans: de argila, de compressão (tensão), de óxidos e de matéria orgânica. Os cutans de argila (argillans) são em grande parte compostos por argila que foi transportada pela água através dos poros (vazios) maiores e depositada nas paredes de unidades estruturais (peds). São "coatings" de argila, caracterizados por filmes (películas) de argila (Tonhautchen), em que é observada a espessura e um limite abrupto entre o filme de argila e o interior do ped. A feição é visível com uma lupa de 10x. Os cutans de compressão (stress cutans) formam-se quando os peds são pressionados uns contra os outros por ocasião do molhamento do solo. Se a superfície do ped aparece lisa e o revestimento não mostra espessura observável, quando vista em seção transversal, é provável que se trate de cutans de compressão e não de argila iluvial. São superfícies tipicamente inclinadas em relação ao prumo dos peds. Um tipo especial de feição de compressão são as superfícies de fricção (slickensides), com estriamentos causados pelo deslizamento e atrito da massa do solo, decorrentes de sua expansão e contração durante os processos alternados de umedecimento e secamento. Encontram-se em solos com argilas 2:1, como nos solos vérticos ou intergrades vérticos. Os cutans de óxidos são finas camadas de óxidos metálicos, normalmente de ferro (sesquans) ou de manganês (mangans). A cor do cutan, em geral, difere daquela do interior do ped é vermelha se é de óxido de ferro e preta se o manganês é o constituinte mais importante. Os cutans de matéria orgânica (organs) também são pretos na aparência, mas não na aparência dura e lisa dos cutans de argila e dos slickensides. A cerosidade pode ser classificada quanto ao grau de desenvolvimento e à quantidade: – Grau de desenvolvimento – são usados os termos: fraca, moderada e forte, de acordo

com a maior ou menor nitidez e constraste mais ou menos evidente com as partes sem cerosidade e a facilidade de identificação.

– Quantidade – são usados os termos: pouco, comum e abundante, de acordo com o revestimento das superfícies dos agregados.

5.2.3.5 Consistência do solo

O termo empregado para designar as manifestações de coesão entre partículas do solo e de adesão das partículas a outros materiais, com a variação dos teores de umidade é a consistência. Ela varia com os teores de umidade, mas também é influenciada pela textura, quantidade e natureza da argila e do silte, estrutura, tipos de cátions presentes e matéria orgânica presentes. Por isso, a determinação a campo é grosseira, sem precisão, mas, mesmo assim, necessária na delimitação de horizontes no perfil.

- A terminologia para a caracterização da consistência é determinada, de acordo com os três graus padronizados de umidade do solo: seco, úmido e molhado, de acordo com os procedimentos de Santos et al. (2005).

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- Consistência do solo seco – é caracterizada pela dureza ou tenacidade. Para avaliá-la, comprime-se um torrão seco entre o dedo polegar e o indicador:

· Solta – não consistente entre o dedo e o indicador; · macia – a massa é fracamente consistente e frágil; quebra-se facilmente em

material pulverulento; · ligeiramente dura – fracamente resistente à pressão, quebrando-se facilmente

entre os dedos polegar e indicador; · dura – moderadamente resistente à pressão, podendo ser quebrado facilmente

com as mãos, mas dificilmente entre os dedos polegar e indicador; · muito dura – pode ser quebrado com a mão com muita dificuldade; · extremamente dura - não pode ser quebrado com a mão.

– Consistência do solo úmido – a consistência é caracterizada pela friabilidade, o estado de umidade do solo entre seco ao ar e a capacidade de campo. Essa determinação tem um certo grau de subjetividade, pois a sua precisão é condicionada pelo conteúdo de água no solo. Com a amostra ligeiramente úmida tenta-se esboroar um torrão. Tem-se, assim: · Solta – não consistente; · muito friável – o material esboroa-se facilmente, mas pode agregado pro

compressão posterior; · friável – o material esboroa-se sob pressão fraca a moderada entre o polegar e o

indicador e agrega-se por compressão posterior; · firme – o material esboroa-se sob pressão moderada entre o polegar e o in-

dicador, mas a resistência é perfeitamente perceptível; · muito firme – o material esboroa-se sob forte pressão; dificilmente se esmaga

entre os dedos polegar e indicador; – extremamente firme – o material esboroa-se apenas sob forte pressão; não é

possível esmagá-lo entre os dedos; deve ser fragmentado com as mãos. Em caso de material estruturado difícil de ser umedecido, a consistência úmida não é descrita, registrando-se o motivo no item observações.

– Consistência do solo quando molhado - é caracterizada pela plasticidade e pela pegajosidade. É determinada em amostras pulverizadas e homogeneizadas, com conteúdo de umidade ligeiramente acima da capacidade de campo.

– Plasticidade - expressa o grau de resistência que o solo oferece à deformação e a capacidade de mudar continuamente de forma e manter a forma imprimida quando cessar a força que causou a deformação.

Após o molhamento amassa-se e rola-se o material de solo até modelar entre o polegar e o indicador um cilindro fino (3 a 4 mm de diâmetro). Expressa-se como:

· Não plástico – nenhum fio ou cilindro se forma; · ligeiramente plástico – forma-se um fio deformável; · plástico – forma-se um fio, que é deformável com pressão moderada; · muito plástico – forma-se um fio, mas é necessária muita pressão para deformá-

lo.

Pegajosidade – é a propriedade de um solo molhado aderir a outros objetos, quando trabalhado. No campo a massa de solo é homogeneizada entre os dedos polegar e indicador. Tem-se:

· Não pegajoso – após cessar a pressão, quase não se nota adesão natural de material de solo entre os dedos;

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· ligeiramente pegajoso – o material de solo adere a um dos dedos e a outro não; · pegajoso – o material de solo adere a ambos os dedos e quando estes são afas-

tados, tende a esticar-se um pouco, rompendo-se após; · muito pegajoso – após a compressão, o material de solo adere fortemente a

ambos os dedos, esticando-se perceptivelmente quando estes são afastados.

5.2.3.6 Cimentação do solo

A cimentação refere-se à consistência quebradiça e dura de materiais de solo causada por agentes cimentantes, como carbonato de cálcio, sílica e óxidos de ferro e alumínio. A cimentação típica é aquela que permanece dura e quebradiça após o umedecimento, não se alterando significativamente depois do molhamento. A cimentação pode ser contínua ou descontínua dentro de um dado horizonte de solo. Adota-se a seguinte classificação:

– Fracamente cimentada – a massa cimentada é quebradiça, tenaz ou dura, mas pode ser quebrada com as mãos;

– fortemente cimentada – a massa cimentada é quebradiça, tenaz ou dura, de tal modo que não pode ser quebrada com a mão, mas facilmente com o martelo;

– extremamente cimentada – a massa cimentada não enfraquece sob umedecimento prolongado e é tão extremamente dura que, para quebrá-la, é necessário um vigoroso golpe de martelo que, em geral, tine com a pancada.

5.2.3.7 Nódulos e concreções minerais

Os nódulos e concreções devem ser analisados primeiramente pela sua natureza. O termo nódulo, de um modo geral, é preferido quando não se conhece exatamente o seu proces-so de formação. A descrição é feita pela quantidade, tamanho, dureza, cor e natureza das concreções ou nódulos.

– Quantidade - o problema que existe é similar ao caso das rochas e fragmentos minerais. Uma vez que os nódulos são uma classe relativamente limitada, poucos excedendo 2 cm em diâmetro, preferem-se as quantificações em termos de volume:

· muito poucos – menos que 5 % do volume; · poucos – entre 5 e 15 % do volume; · freqüentes – entre 15 e 40 % do volume; · dominantes – mais que 80 % do volume.

– Tamanho: · pequeno – menor que 1 cm de diâmetro(maior dimensão); · grande – maior que 1 cm de diâmetro (maior dimensão).

O tamanho médio pode ser indicado entre parênteses se os nódulos forem excepcionalmente pequenos (menores que 0,5 cm) ou grandes (mais de 2 cm);

– Dureza: · macio – quando o nódulo pode ser quebrado entre o dedos polegar e indicador; · duro – não pode ser quebrado entre os dedos.

– formados os nódulos e concreções, deve ser indicada pelos nomes: ferromagnesiano ("ironstone"), gibbsita, carbonato de cálcio, etc.

O conteúdo de carbonatos evidencia-se pela efervescência com HCl a 10%. Pode ser: · ligeira – efervescência fraca, mas visível; · forte – efervescência visível; · violenta – as partículas de carbonatos são perfeitamente visíveis e a eferves-

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cência é muito forte. O conteúdo de manganês é detectado pela reação com água oxigenada:

· ligeira – efervescência fraca, apenas audível; · forte – efervescência visível; · violenta – a efervescência é forte, chegando em alguns casos a destruir os

nódulos. A presença de sulfetos ocorre em áreas de drenagem restrita, como manguezais, pântanos, ou mesmo associadas a rochas sedimentares, principalmente como sulfeto ferroso. Não se dispõe de um teste plenamente confiável no campo, mas o aparecimento de eflorescências de cor amarela na parte externa dos torrões ou junto a canais de raízes em áreas drenadas artificialmente, é um indicativo expedito. A determinação do pH (no campo) e depois em amostras em capacidade de campo, resulta em valores de pH abaixo de 3,5, indicando a presença de sulfetos. Essa propriedade é usada na identificação de Gleissolos Tiomórficos e Organossolos Tiomórficos.

5.2.3.8 Eflorescências

As eflorescências, em geral, ocorrem em regiões semi-áridas e áridas sob forma de sais cristalinos, como revestimentos, bolsas e crostas. São constituídas de cloreto de sódio (sabor salgado), sulfatos de cálcio, magnésio e sódio e raramente de carbonatos de cálcio e magnésio. O aparecimento dessas eflorescências decorre da evaporação maior do que a precipitação. Por ascensão capilar a solução do solo atinge a superfície, concentrando-se na forma de cristais individualizados.

5.2.3.9 Coesão

A coesão é avaliada no perfil do solo em condições de umidade inferiores à capacidade de campo ao separar os horizontes. Essa característica é mais expressiva em alguns Argissolos Amarelos e Latossolos Amarelos desenvolvidos de sedimentos da Formação Barreiras, ocorrendo, em geral, nos horizontes de transição e, ou, BA (Santos et al., 2005).

Apenas dois graus serão considerados, pois o não-coeso é desnecessário, porque o solo é considerado normal:

– Moderadamente coeso – resiste à penetração do martelo pedológico ou trado e mostra uma fraca organização estrutural; a consistência do solo seco é geralmente dura, e a consistência quando úmido varia de friável a firme;

– fortemente coeso – o solo quando seco, resiste fortemente à penetração do martelo pedológico ou trado, não mostrando organização estrutural visível; apresenta consistência do solo seco, geralmente dura, e a consistência quando úmido varia de friável a firme.

5.2.3.10 Poros

Aproximadamente a metade do volume do solo é constituído pelo espaço poroso, ocupado por ar e água. No campo a porosidade é determinada por tamanho e quantidade:

- Tamanho de poros: · Sem poros visíveis – não visíveis nem mesmo com uma lupa de 10x; · muito pequenos – menores que 1 mm; · pequenos – entre 1 e 2 mm; · médios – entre 2 e 5 mm; · grandes – entre 5 e 10 mm; · muito grandes – maiores que 10 mm;

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– Quantidade de poros · poucos poros – horizonte Bg ou Cg em Gleissolos e Bf e Cf em Plintossolos; · poros comuns – Bt de textura argilosa em Argissolo Vermelho-Amarelo, com

estrutura em blocos moderada a bem desenvolvida; · muitos poros – Bw em Latossolo (“pó de café”), Neossolos Quartzarênicos.

5.2.4 Identificação e nomenclatura dos horizontes do solo

As descrições morfológicas de perfis de solo devem incluir a seleção do local, a espessura e o arranjamento dos horizontes, a transição entre horizontes e o estudo das características morfológicas dos horizontes. Para a completa descrição de um perfil de solo é necessário conceituar horizonte de solo, camada de solo, horizonte ou camada de constituição mineral, horizonte ou camada de constituição orgânica, horizontes pedogênicos e horizontes diagnósticos.

5.2.4.1 Conceito e natureza de horizontes e camadas

O horizonte do solo é uma seção de constituição mineral ou orgânica, paralela à superfície do terreno ou aproximadamente, parcialmente exposta no perfil do solo e dotada de propriedades geradas por processos formadores do solo, que lhe confere características de inter-relacionamento com outros horizontes componentes do perfil, dos quais se diferencia pela diversidade de propriedades, resultantes da ação da pedogênese.

Resumindo: "O horizonte é uma camada de solo, aproximadamente paralela à superfície do solo, com características produzidas pelos processos de formação dos solos" (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1962).

A camada de solo é uma seção de constituição mineral ou orgânica, à superfície do terreno ou aproximadamente paralela a esta, parcialmente exposta do perfil do solo e possuindo um conjunto de propriedades não resultantes ou pouco influenciadas pela atuação dos processos pedogenéticos. É, no entanto, integrante do perfil, caso possua relação com seções que o compõe e tenha expressiva influência no provimento de material originário de horizonte ou mesmo de outra camada do perfil, distinguindo-se das seções que lhe sejam adjacentes, devido à disparidade de propriedades (Brasil. Embrapa/SNLCS, 1988). O horizonte ou camada de constituição mineral é uma seção formada pelo intemperismo das rochas, com maior proporção de minerais secundários que de minerais primários. Os componentes minerais sempre superam os constituintes orgânicos, de modo que o material do horizonte ou camada tenha: menos de 12 % de carbono orgânico (por peso), se ³ 60% da fração inorgânica for constituída de argila; menos de 8% de carbono orgânico, se a fração não contiver argila; conteúdo de carbono orgânico inferior a valores intermediários, proporcionais a conteúdos intermediários de argila (até 60%), de acordo com a relação: C < 8 + 0,076 x % argila. (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1975; Brasil. Embrapa/SNCLS, 1988). O horizonte ou camada de constituição orgânica é uma seção produzida por acumulação sob condições de saturação de água por longos períodos do ano em ambiente palustre (estagnação de água) ou produzido por acumulação sob condições livres de saturação com água ainda ocasionalmente saturado por alguns dias do ano. Quantitativamente, os constituintes orgânicos são preponderantes nas propriedades dos horizontes ou camadas, de modo que tenham: 12% ou mais de carbono orgânico (por peso), se a fração mineral contiver mais de 60% de argila; 8% ou mais de carbono orgânico se a fração mineral não contiver argila; conteúdo de carbono orgânico proporcional ao conteúdo de argila (até 60%), de acordo com a relação: C ³ 8 + 0,067 argila %. (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1975; Brasil. Embrapa/SNLCS, 1988).

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O horizonte pedogenético expressa a avaliação da diferenciação (ou transmutação de propriedades), referente ao conjunto de atributos de uma da seção do perfil, a qual assume distinção que subsiste em razão da diferença (de natureza ou grau), comparativamente com as partes imediatamente acima ou abaixo da seção considerada em razão da diferença em relação às propriedades que se presume tenha tido o material originário do qual se transformou. O horizonte diagnóstico é pertinente ao estabelecimento de requisito(s) referente(s) a um conjunto de propriedades selecionadas e arbitradas como expressivas para construções taxonômicas, isto é, para criar, identificar e distinguir classes (taxa de solos). Os horizontes diagnósticos podem atingir abranger diferentes horizontes genéticos, representados por símbolos distintos, porém as variações eventualmente apresentadas podem não ser suficientemente relevantes para justificar mais de uma espécie de horizonte diagnóstico. Os horizontes pedogênicos, mesmo que expressem a manifestação de transformações resultantes dos processos de formação dos solos, podem não ser escolhidos para concessão de prerrogativa taxonômica em termos de características diferenciais para estabelecimento e distinção de classes. A conceituação referente aos horizontes pedogênicos é de natureza mais genética e o enunciado das definições é ordinariamente mais qualitativo. No caso dos horizontes diagnósticos as conceituações são de tendência mais distintiva, com fins taxonômi-cos de delimitação de classes e o enunciado das definições é desejavelmente mais quantitativo (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

5.2.3.2 Designação e caracterização dos horizontes principais e comparação da simbologia de descrição de perfis

A tendência mundial de aperfeiçoar a metodologia de descrição de perfis do 'Soil Survey Manual' (Estado Unidos. Soil Survey Staff, 1975 e 1981) e FAO (1974) culminou com as novas normas editadas pelo SNCLS em 1988 (Brasil. EMBRAPA, 1988). Na Tabela 5.5 apresentamos a equivalência aproximada dos sistemas – EPFS/1962 e Embrapa/SNLCS/1986 (Embrapa, 1988). O solo é constituído de diversos horizontes ou camadas superpostas e ao conjunto é dado o nome de perfil. Atualmente, num perfil "completo" de solo, reconchecem-se oito horizontes e camadas principais, designados por letras maiúsculas O, H, A, E, B, C, F, R. Destes, três são, por definição, sempre horizontes e são designados por A, E, B. As designações O, H, C, F, em função da evolução pedogenética, identificam horizontes ou camadas; R designa exclusivamente camada.

O – é um horizonte ou camada superficial de cobertura, de constituição orgânica, sobreposto a alguns solos minerais, podendo estar ocasionalmente saturado de água. Consiste também em horizonte superficial de material orgânico, pouco ou nada decomposto, originado em condições de drenagem livre, mas super-úmidas, de alguns solos minerais altimontanos. Os materiais orgânicos são de origem mormente animal, parcialmente decompostos ou não, mas ser ainda reconhecível a estrutura de partes de plantas e animais. Podem ocorrer só ou em mistura, em proporção maior ou menor de material mineral subjacente, desde que satisfaçam o re-quisito referente a teor de carbono orgânico e percentagem de argila especificados na "conceituação de horizonte ou camada de constituição orgânica, isto é, C=8+0,0067x argila%4. Desta conceituação excluem-se horizontes enriquecidos com matéria orgânica decomposta, incorporada abaixo da superfície do solo mineral, especialmente no caso de decomposição de raízes e atividade biológica, característica do horizonte (FAO, 1974).

Este horizonte ou camada pode estar soterrado por material mineral.

H – é um horizonte ou camada de constituição orgânica, superficial ou não, composto de resíduos orgânicos acumulados ou em acumulação sob condições de prolongada estagnação de água, salvo se artificialmente drenado. Consiste de camadas ou horizontes de matéria orgânica, superficiais ou não, em vários estágios de decomposição, incluindo materiais pouco ou não decompostos, correspondendo à manta morta acrescida à

4 A conversão do carbono orgânico determinado pelo CNPSolos (ex-SNLCS), para ser correspondente aos valores do SCS (Soil Conservation

Service- USDA), deve ser multiplicado pelo fator 1,5 ou, inversamente, ser dividido pelo valor do SCS.

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superfície, com material fibroso ("peat") localizado mais profundamente ou material bem decomposto, superficial ou não. Em todos os casos esse material orgânico é acumulado em condições palustres e relacionados a solos orgânicos e outros solos hidromórficos.

Quando o horizonte H for constituído de horizonte superficial com espessura menor que 40 cm, ou 80 cm no caso de seu volume ser formado por 75 % ou mais de esfagno.

A – é um horizonte mineral, superficial ou em seqüência a horizonte ou camada O ou H, de concentração de matéria orgânica decomposta, com perda ou decomposição principalmente de componentes minerais. A matéria orgânica está intimamente associada aos constituintes minerais e é incorporada ao solo mais por atividade biológica do que por translocação.

As características do horizonte A são influenciadas pela matéria orgânica, cuja adição, associada à atividade biológica e às perdas e decomposição, são os fenômenos que determinam as características desse horizonte, no qual não há predominância de propriedades do horizonte E ou B. Quando o primeiro horizonte mineral superficial apresenta propriedades tanto do horizonte A como do E, mas se o caráter distintivo for acumulação de matéria orgânica decomposta, é reconhecido como horizonte A. O horizonte A, em seu estado natural, pode ser mais claro que o horizonte imediatamente subjacente, ou pode conter apenas pequenas quantidades de matéria orgânica, ou a fração mineral pode estar ou nada transformada, ou podem prevalecer combinações dessas situações. Todavia, o horizonte superficial com propriedades predominantes, devidas à pouca efetividade de incorporação da matéria orgânica, é reconhecido prioritáriamente como horizonte E. Quando o horizonte superficial apresenta propriedades decorrentes do cultivo, pastoreio ou pedoturbações semelhantes, é da mesma forma reconhecido como horizonte A (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

Tabela 5.5 Comparação da simbologia que qualifica horizontes e camadas principais.

EPFS SNCLS EPFS SNCLS EPFS SNCLS EPFS SNCLS EPFS SNCLS (1962) (1986) (1962) (1986) (1962) (1986) (1962) (1986) (1962) (1986)

0 O A1 A AC AC B3 BC - C/A 01 Oo, Ood, A2 E - A/C - B/C - C/B 02 Od, Odo A 3 AB ou EB B B - B/R - C/R - H AB AB ou EB B1 BA ou BE - F R R A A/O - A/B - B/A C C - B/C/R - A/H A&B E/B B&A B/E C1 CA B2 B C1 CB

E – é um horizonte mineral, cuja característica principal é a perda de argilas silicatadas, óxidos de ferro e alumínio ou matéria orgânica, individualmente, ou em conjunto, como resultante da concentração residual de areia e silte constituídos de quartzo e ou outros minerais resistentes e, ou, resultante descoloramento, inclusive de argila, expressando desenvolvimento genético no perfil do solo.

O horizonte E forma-se próximo à superfície, encontrando-se sobre um A ou O, dos quais se distingue pelo menor teor de matéria orgânica e cor mais clara, podendo raramente encontrar-se à superfície, devido à pouca efetiva incorporação da matéria orgânica ou devido a truncamento do perfil. Via de regra, tem coloração mais clara que o horizonte B imediatamente abaixo, quando existente no mesmo sequum, do qual se diferencia por cor de valor mais alto ou croma mais baixo, por textura mais grosseira, menor teor de matéria orgânica ou ainda por combinação dessas propriedades. Em alguns casos a cor é devida às partículas de areia, silte ou mesmo de argila, porém, em muitos outros, cutans de ferro ou mesmo a outros compostos que mascaram a cor das partículas primárias. O horizonte E eventualmente pode encontrar-se soterrado (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

B – é um horizonte mineral formado sob um E, A ou H, comparativamente bastante afetado por transformações pdeognéticas, em que pouco ou nada resta da estrutura original da rocha e, mesmo quando remanescentes dessa estrutura sejam evidentes, prevalece maior expressão de alteraçào do material parental de sua condição original com conseqüente neo-formação de argilas silicatadas e produção de óxidos, promovendo desenvolvimento de cor, normalmente formação de estrutura em blocos, prismática, colunar ou granular, em conjunção ou não com acumulação iluvial de argila silicatada, sesquióxidos (a rigor, óxidos, hidróxidos e hidroxi-óxidos) de ferro e alumínio, matéria orgânica, de per se, ou em combinações.

O horizonte B pode atualmente encontrar-se à superfície, pela remoção dos horizontes superiores (E, A, H ou O) por erosão (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

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R – é a camada mineral de material consolidado (tão"coeso" que, quando úmido, não pode ser cortado com a pá e, constituído substrato rochoso contínuo ou praticamente contínuo, a não pelas poucas e estreitas fendas que

pode apresentar. (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

C – é um horizonte ou camada mineral de material inconsolidado sob o solum, relativamente pouco afetado por processos pedognéticos, a partir do qual, o solum pode ou não ter se formado, sem ou com pouca expressão de propriedades identifica de qualquer outro horizonte principal (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

Figura 5.14 Simbologia descritiva para horizontes principais, transicionais e intermediários de

um perfil de solo "completo", segundo as designações das metodologias adotadas pela Embrapa/CNPS (Embrapa, 1988)

F – é um horizonte de material mineral consolidado sob A, E ou B, rico em ferro e, ou, alumínio e pobre em matéria orgânica, proveniente do endurecimento irreversível da plintita ou originado de formas de concentração possivelmente não derivadas de plintita, inclusive por translocação lateral do ferro e, ou, do alumínio. Em em qualquer caso exclui acumulação iluvial de complexos organo-sesquióxidos amorfos dispersíveis.

Quando proveniente de plintita, geralmente ainda apresenta coloração variegada, avermelhada ou amarelada, sob a forma de padrões laminares, poligonais ou reticulados, vesiculares ou não, indicando a sua origem devida a feitos de ciclos repetidos de hidratação e desidratação, gerando camadas maciças ou contendo canais mais ou menos verticais, tubulares, de diâmetro variável, interligados, preenchidos por terra fina. Nesses casos em que a formação resulta de consolidação irreversível da plintita, frequentemente esta ainda persiste em profundidade.

Na Tabela 5.6 e Figura 5.14 são apresentadas as equivalências aproximadas de símbolos do SNCLS (Embrapa, 1988) com a de outros sistemas (Soil Survey Manual e FAO). Formações de constituição análogas são encontradas como resultantes da consolidação de

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materiais enriquecidos decorrentes de outras formas de concentração de ferro e, ou, alumínio. Nesse caso não há ou são incertos os indícios de sua possível origem de consolidação da plintita.

Tabela 5.6. Equivalência aproximada de símbolos convencionais do SNLCS (Embrapa, 1988) com os de outros sistemas (Soil Survey Manual, 1962, 1981; FAO, 1974).

SNLCS1 SSM2 FAO3 1962 1988 1962 1981 1974

0 O 0 (pp)4 O (pp) O 01 Oo, Ood 01 Oi, Oe -- 02 Od, Odo 02 Oa, Oe -- -- H O (pp) O (pp) H A A A A A -- A/O -- -- -- -- A/H -- -- --

A1 A A1 A A A2 E A2 E E A3 AB ou EB A3 AB ou EB AB ou EB -- A/B -- -- --

A&B E/B A&B E/B E/B AC AC AC AC AC -- A/C -- -- A/C B B B B B B1 BA ou BE B1 BA ou BE BA ou BE -- B/A -- -- B/A

B&A B/E B&A B/E B/E B2 B B2 B ou Bw B B3 BC B3 BC ou CB BC -- B/C -- B/C B/C -- B/R -- B/R -- -- F -- -- -- C C C C C C1 CA -- -- CA C1 CB -- -- CA -- C/A -- C/A C/A -- C/B -- C/B C/B -- C/R -- -- C/R R R R R R -- B/C/R -- -- --

1 Serviço Nacional de Levantamento e Conservação de Solos (SNLCS/EMBRAPA). 2 Soil Survey Stuff (Soil Survey Manual). 3 Food and Agricultural Organization (FAO). 4 pp (pro parte).

5.2.4.1 Horizontes transicionais

Os horizontes transicionais são miscigenados, nos quais propriedades de dois horizontes se associam, evidenciando a coexistência de propriedades comuns a ambos, de tal modo que não há individualização de partes distintas de um e de outro. São horizontes em que as propriedades de um horizonte principal subjuga propriedades de outro horizonte principal, quando se combinam. Horizontes dessa natureza são designados pela junção de letras conotativas dos horizontes principais em questão, como, por exemplo, AO, AH, AB, AC, EB, BE, BC. A primeira letra indica o horizonte principal, isto é, a que mais se relaciona com o horizonte transicional (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

5.2.4.2 Horizontes intermediários

São horizontes mesclados, que podem transicionais ou não, nos quais porções de um horizonte principal são envolvidas por material de outro horizontal principal, sendo as distintas partes identificáveis como pertencentes aos respectivos horizontes em causa. Horizontes dessa natureza são designados pela combinação dos horizontes principais em

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questão, separadas as letras por uma barra transversal, como, por exemplo, A/B, A/C, E/B, B/C, B/C/R. A primeira letra indica o horizonte principal que ocupa o maior volume. Até o presente, o único caso conhecido de mesclagem de três horizontes compreende B/C/R (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

5.2.4.3 Designação e características dos horizontes e camadas subordinadas

Para designar processos pedogenéticos particulares (ou variações de processos) usam-se símbolos para indicar essas variações ou modalidades subordinadas às indicadas pelas letras maiúsculas A, B e C, a saber:

a – Propriedades ândicas · Usado com A, B, C para designar constituição dominada por material amorfo, de natureza mineral,

oriundo de transformações de materiais vulcanoclásticos, que é expressada por: densidade aparente (global) de 0,9 g cm-3, referente à terra fina a 1/3 de bar de retenção de água; valor de retenção de fosfato maior que 85% e teores de alumínio extraível com oxalato ácido igual ou maior que 2,0 %.

b – Horizonte enterrado · Usada com O, A, E, B, F, para designar horizontes enterrados, se suas características pedogenéticas

principais puderem ser identificadas como tendo sido desenvolvidas antes do horizonte ser enterrado. Não é usado para qualificar estrato de constituição orgânica intercalado com estratos minerais. Horizon-tes genéticos podem ou não terem se formado no material de cobertura, o qual pode ser similar ou diferente do que se supõe que tenha sido o material do solo enterrado (International Committee on the Classification of Andisols, 1983).

c – Concreções ou nódulos endurecidos · Usado com A, E, B, C, para designar acumulação significativa de concreções ou nódulos não

concrecionários (solidificação variável), cimentados por material outro que não seja a sílica. Não é usado se as concreções ou nódulos são dolomita ou calcita ou sais mais solúveis (vide k, y, z), mas é usado se os nódulos concreções são de ferro, alumínio, manganês ou titânio e quando especificamente provenham da consolidação de plintita (petroplintita). Sua consistência é especificada na descrição do horizonte. (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

d – Acentuada decomposição de material orgânico · Usado com O, H, para designar muito intensa ou avançada decomposição do material orgânico, do qual,

pouco ou nada resta de reconhecível da estrutura dos resíduos de plantas, acumulados conforme descritos nos horizontes O e H. corresponde em parte à definição de "muck". Predomínio de material orgâ-nico intermediário entre d e o é designado pela notação do e quando entre o e d, pela designação od (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

e – Escurecimento da parte externa dos agregados por matéria orgânica não associada a sesquióxidos.

· Usado com B e parte inferior de A espessos, para designar horizontes mais escuros que os contíguos, podendo ou não ter teores mais elevados de matéria orgânica, não associada com sesquióxidos, do que o horizonte subjacente. Em qualquer caso, essas feições não são associadas com iluviação de: alumínio (h ou s); sódio (parte de n); argila ( parte de t); ou enterramento (b). Equivale à feição morfológica que vem sendo denominada "foncé" (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1975).

f – Material laterítico e, ou, bauxítico brando (plintita) · Usado com A, B, C para designar concentração localizada (segregação) de constituintes secundários

minerais ricos em ferro e, ou, alumínio, em qualquer caso, pobre em matéria orgânica e em mistura com argila e quartzo. Ocorre como material de coloração variegada, avermelhada ou amarelada, sob a forma de padrões laminares, poligonais ou reticulados, de consistência firme a muito firme quando úmido, dura a muito dura quando seco e áspera ao tato quando friccionado. É característica inerente desses materiais transformarem-se irreversivelmente, sob repetidos ciclos de hidratação e desidratação, em corpos individualizados, vesiculares ou não, de formas variáveis, laminares, esferoidais, nodulares ou agregados irregulares, conFigurando concreções ou nódulos endurecidos, lateríticos ou bauxíticos, de cores variegadas, conotados pela designação cf. A consolidação irreversível, sob o efeito de repetidos ciclos de hidratação e desidratação, pode originar formações cimentadas contínuas ou semi-contínuas de canga

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laterítica ou bauxítica - bancadas, couraças ou carapaças - conotadas pela designação f (Daniels, 1978).

g – Glei · Usado com A, E, B, C, para designar desenvolvimento de cores cinzentas, azuladas, esverdeadas ou

mosqueamento bem expresso dessas cores, decorrentes da redução do ferro, com ou sem segregação. Como as cores de croma baixo podem ser devidas à devido do ferro ou a própria cor das partículas desnudas de areia e silte, ou mesmo a própria argila, o símbolo g somente será usado no caso de materiais pobres em argila se esses forem expostos ao ar, mudarem de cor por oxidação. Somente se usa g com B, quando além da redução, outras características qualificam o horizonte com B. Caso contrário, o horizonte é identificado por Cg (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

h – Acumulação iluvial de matéria orgânica · Usado exclusivamente com B para designar relevante acumulação iluvial, essencialmente de matéria

orgânica ou de complexos organo-sesquioxídicos amorfos dispersíveis, se o componente sesquioxídico é dominado pelo alumínio e esteja presente somente em muito pequenas quantidades em proporção à matéria orgânica. O material organo-sesquioxídico ocorre tanto como revestimentos nas partículas de areia e silte, como pode ocorrer como grânulos individualizados. Em alguns horizontes os revestimentos estão coalescidos, preenchendo poros, produzindo um pan cimentado. O símbolo é usado também em combinação com s, como Bsh, se a quantidade dos componentes sesquioxídicos é significante, mas valor e croma do horizonte estão abaixo de 3 (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

i – Incipiente desenvolvimento de horizonte B · Usado exclusivamente com B para designar transformações pedogenéticas expressas pelas manifestações

que se seguem: a) decomposição fraca ou pouco adiantada do material originário e dos próprios constituintes minerais, originais e secundários, associada à formação de argila, ou desenvolvimento de cor, ou de estrutura, em acréscimo a maior, menor ou total obliteração da estrutura original da rocha pré-existente; b) alteração intensa (alteração química) dos constituintes minerais, originais e secundários, associada à formação de argila, ou desenvolvimento da cor, ou de estrutura, com obliteração apenas parcial da estrutura original da rocha pré-existente; c) desenvolvimento de cor em materiais areno-quartzosos edafizados, quando integrantes do solum. Em qualquer dos casos, com inexpressiva ou nula evidência de enriquecimento de constituintes minerais secundários ou orgânicos, iluviais ou não iluviais. Horizontes que se enquadram neste conceito, precedidos por outro horizonte, que tenha manifestação de propriedades pedogenéticas mais fortemente expressa e que ocorra sob o A, não são reconhecidos com Bi e sim como BC ou C (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

j – Tiomorfismo · Usado com H, A, B, C para designar material palustre, permamente ou periodicamente alagado, de

natureza mineral ou orgânica, rico em sulfetos (material sulfídrico). A drenagem dos solos causa oxidação dos materiais sulfídricos, produzindo H2SO4, que pode abaixar o pH em água 1:1 a < 3,5, ocasionando a formação de jarosita, atributo este característico de horizonte sulfúrico (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Saff, 1975).

k – Presença de carbonatos · Usado com A, B, C, para designar presença de carbonatos alcalino-terrosos, remanescentes do material

originário, sem acumulação, geralmente carbonato de cálcio (Canada Department of Agriculture, 1978).

ƒ– Acumulação de carbonato de cálcio secundário · O símbolo ƒ (do alfabeto cirílico) é usado com A, B, C, para designar horizonte de enriquecimento com

carbonato de cálcio secundário, contendo, simultaneamente, 15 % (por peso) ou mais de carbonato de cálcio equivalente e no mínimo 5 % (por peso) a mais que o horizonte ou camada subjacente, ou que o horizonte C, ou que o material que lhe deu origem (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1975; Canada Department of Agriculture, 1978).

m – Extremamente cimentado · Usado com B, C, para designar cimentação pedogenética extraordinária e irreversível (mesmo sob

prolongada imersão em água), contínua ou quase, em horizontes que são cimentados em mais de 90 %, embora possam apresentar fendas ou cavidades. Raízes penetram nas fendas. A natureza do constituinte acumulado, que ao mesmo tempo é o agente cimentante, deve ser especificado pela letra símbolo conotativa adequada, anteposta à notação m. Ex. qm, sm (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

n – Acumulação de sódio trocável

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· Usado com H, A, B, C, para designar acumulação de sódio trocável, expresso por (Na/CTC)100 ³ 8 %, acompanhada ou não de acumulação de magnésio trocável (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1975).

o – Material mal ou não decomposto · Usado com O, H para designar incipiente ou nula decomposição do material orgânico, no qual ainda resta

ainda muito de reconhecível das estrutura das plantas, material esse acumulado conforme descrito nos horizontes O e H. Como exemplos temos determinados solos altimontanos, em que o horizonte vem sendo designado por 01 (antigo Aoo) (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1962, 1981).

p – Aração ou outras pedoturbações · Usado com H ou A para indicar modificações da camada superficial pelo cultivo, pastoreio, ou outras

modificações. Um horizonte mineral, presentemente, modificado por pedoturbação, mesmo que perceptível sua condição anterior de E, B ou C, passa a ser reconhecido com Ap. Quando orgânico, é designado Hp (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

q – Acumulação de sílica · Usado com B ou C para designar acumulação de sílica secundária (opala e outras formas de sílica).

Quando há cimentação, contínua ou quase contínua, com sílica, usa-se qm (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

r – Rocha branda ou saprolito · Usado com C para designar camada de rocha subjacente, intensamente ou pouco alterada, desde que

branda ou semi-branda, em qualquer caso permanecendo bastante preservadas as características morfológicas macroscópicas inerentes à rocha original. o material pode ser cortado com uma pá. O subscrito r é de uso privativo de horizonte ou camada C (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

s – Acumulação iluvial de sesquióxidos com matéria orgânica · Usado exclusivamente com horizonte B para indicar relevante acumulação iluvial ou de translocação

lateral interna no solo de complexos organo-sequioxídicos amorfos dispersíveis, desde que, tanto a matéria orgânica como os sesquióxidos sejam significantes e valor e croma do horizonte sejam maiores que 3. Em alguns casos o símbolo s é usado em combinação com h, isto é, Bhs, se tanto a matéria orgânica como os sequióxidos constituírem acumulação significativa, com valor e croma do horizonte igual ou menor que 3, em contrapartida ao caso de horizonte Bs. Em alguns horizontes, essa iluviação pode ter espessura que não excede uns poucos centímetros ou milímetros, podendo mesmo constituir um pan cimentado, formando uma crosta (placa) (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

t – Acumulação de argila · Usado exclusivamente com B para designar relevante acumulação ou concentração de argila (fração <

0,002 mm), que tanto pode ter sido translocada por iluviação, com ter sido formada no próprio horizonte, ou por concentração relativa devido à destruição ou perda de argila do horizonte A (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

u – Modificações e acumulações antropogênicas · Usado para A e H para designar horizonte formado ou modificado pelo uso prolongado do solo com lugar

de residência ou lugar de cultivos por períodos relativamente prolongados, com adição de material orgânico ou material mineral estranho e outros com ossos, conchas cacos de cerâmica em mistura ou não com material original (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

v – Características vérticas · Usado com B, C para designar material mineral expressivamente afetado por propriedades e

comportamento mecânico dos constituintes argilosos, que conferem ao material do horizonte ou camada pronunciadas mudanças em volume e movimentação de material, condicionadas por variação do teor de umidade. São bem distintas as características de alta expansibilidade e contractibilidade evidenciadas por: deslocamento do material, resultando na formação de superfícies de fricção ("slickensides"), segundo planos interceptantes, ou associadas à formação de agregados arestados, de configuração variavelmente prismático-oblíqua, cuneiforme e paralelepipedal, coexistindo fendilhamento vertical condicionado à possibilidade de secagem (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1975).

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w – Intensa alteração com inexpressiva acumulação de argila, com ou sem concentração de sesqióxidos · Usado exlcusivamente com B para designar formação de material mineral em estágio bem avançado de

intemperização, expressa por alteração completa ou quase completa dos constituintes que lhe deram origem e dos constituintes secundários do material do horizonte resultando concomitantemente em: a) formação de argila de muito baixa atividade (CTC < 13 cmol+/kg de argila a pH 7,0, após correção

para carbono); b) desenvolvimento de cores vivas brunadas, amareladas, alaranjadas e avermelhadas); c) desenvolvimento de estrutura granular, em blocos e mais raramente blocos com estrutura prismática,

agregação e floculação; d) com ou sem concentração residual de óxidos de ferro e alumínio e em qualquer caso, de inexpressiva

ou nula acumulação iluvial de matéria orgânica e nula ou inexpressiva acumulação de argila iluvial ou não iluvial (Brasil. Embrapa/SNLCS, 1988).

x – Cimentação aparente, reversível · Usado com B, C e eventualmente com E, para designar desenvolvimento de seção superficial

relativamente compacta, que se apresenta adensada, dura e extremamente dura e aparentemente cimentada quando seca, constituída predominantemente por quartzo e argilas silicatadas. O material exibe pseudo-cimentação, contínua ou quase contínua, sendo a sua rigidez reversível sob umidecimento com água. Firmeza, "quebradicidade" (britleness) fraca e moderada, alta densidade aparente (global) ou a combinação destas, são atributos típicos dessa modalidade de fragipan, cujo material adicionalmente apresenta a propriedade de não esboroar quando imerso em água, embora se torne menos resistente, quebradço, podendo se fraturar ou desprender pedaços (Canada Department of Agriculture, 1978).

y - Acumulação de sulfato de cálcio · Usado com B ou C para indicar acumulação de sulfato de cálcio (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil

Survey Staff, 1981).

z - Acumulação de sais mais solúveis em água fria que sulfato de cálcio · Usado com H, A, B, C para indicar acumulação de sais mais solúveis em água fria do que sulfato de

cálcio (FAO, 1974; Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

5.2.4.3.1 Comparação da simbologia que qualifica distinções subordinadas

A seguir, apresentamos um sumário de todas as designações e características de horizontes e camadas subordinadas do SNLCS (Embrapa, 1988) na Tabela 5.7, comparada às designações antigas da EPFS/1962( Embrapa, 1988)

5.2.4.3.2 Uso do apóstrofe para horizontes repetidos

Em alguns casos poderão ocorrer, em um mesmo perfil, dois ou mais horizontes com designações idênticas, separadas por horizontes ou camadas de natureza diversa. Exemplo: seqüência E-Bt1-Bt2-B/E-Bt1-Bt2-Btx-C. No caso há repetição da seqüência Bt1 e Bt2. Usa-se então o símbolo ('), posposto à letra maiúscula designativa do segundo horizonte repetido na seqüência: A-E-Bt1-Bt2-B/E-B't1-B't2-Btx-C. Em caso de ocorrerem três seqüências repetidas de horizontes usa-se o duplo símbolo (''). Exemplo: A-E-Bhs-B/E-B'hs-Bs/E-B''hs (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

5.2.4.3.3 Normas complementares para notação de horizontes ou camadas

É bom lembrar que horizontes de transição não recebem sufixos. Nos demais horizontes os sufixos não podem ser usados indiscriminadamente. Todos os horizontes e camadas principais, exceto R, e algumas vezes C e E, devem ser qualificados por algum sufixo conotativo de horizonte subordinado. Os sufixos, em letras minúsculas, seguem imediatamente após a designação de letras maiúsculas indicativas de horizonte principal ou camada.

Sufixos usados nos horizontes:

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· O.... d,o · H .... d,j,n,o,p,u,z · A .... a,b,c,e,f,g,k,ƒ,m,n,q,v,x,y,z · E .... b,c,g,x · B .... a,b,c,e,f,g,j,k,k,m,n,q,v,x,y,z, h,i,s,t,w5 · C .... a,c,f,g,j,k,k,m,n,q,v,x,y,z,r · F .... b

Tabela 5.7 Equivalência da simbologia antiga da EPFS/1962 (Embrapa, 1988) com a simbologia adotada a partir de 1986 (Embrapa, 1988).

Simbologia adotada

Distinção subordinada EPFS SNLCS (1962) (1986)

- a Propriedades ândicas b b Horizonte enterrado

cm c Concreções ou nódulos endurecidos - d Acentuada decomposição de material orgânico - e Escurecimento da parte externa dos agregados por matéria orgânica não associada a sesquióxidos pl f Material laterítico e, ou, bauxítico brando (plintita) g g Glei h h Acumulação iluvial de matéria orgânica - i Incipiente desenvolvimento de horizonte B - j Tiomorfismo - k Presença de carbonatos

ca ƒ Acumulação de carbonato de cálcio secundário m m Extremamente cimentado - n Acumulação de sódio trocável - o Material mal ou não decomposto p p Aração ou outras pedoturbações si q Acumulação de sílica - r Rocha branda ou saprólito ir s Acumulação iluvial de sesquióxidos com matéria orgânica t t Acumulação de argila - u Modificações e acumulações antropogênicas - v Características vérticas - w Intensa alteração com inexpressiva acumulação de argila, com ou sem acumulação de sesquióxidos x x Cimentação aparente, reversível cs y Acumulação de sulfato de cálcio sa z Acumulação de sais solúveis em água fria maior que sulfato de cálcio - ¢ Símbolo que designa o segundo horizonte repetido na mesma seqüência - ² Símbolo que designa o terceiro horizonte repetido na mesma seqüência

Quando é o caso do uso de mais de um sufixo, as letras d, i, o, h, s, t, u, r, w tem precedência sobre os demais sufixos necessários para complementar a designação integral de horizontes ou camadas. O sufixo b, conotativo de horizonte enterrado, deve ser precedido de outro sufixo, quando em notação binária, como, por exemplo, Btb. Nos horizontes intermediários mesclados, aplicam-se as notações expressas por E/Bh, Bh/E, Bs/E, E/Bs, Bt/A, Bw/C/R, Cr/A, A/Cr, Cr/B e B/Cr. São reconhecidos os horizontes transicionais conotados pelas designações Hdo, Hod, Odo, Ood, isto é, H e O são constituídos de matéria orgânica em estágio intermediário de decomposição. No entanto, o sufixo p, de uso exclusivo do horizonte A, H não é aplicável a horizontais transicionais. Os sufixos numéricos são indicativos tão somente de divisões segundo a seqüência em 5 Os sufixos sublinhados são privativos do horizonte em questão.

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profundidade, quer de horizonte principal ou camada, quer de horizonte subordinado. A notação de algarismo arábico de tais divisões é registrada sempre após os sufixos de letras minúsculas (Estados Unidos. Soil Survey Staff, 1981).

5.2.4.4 Descontinuidades de material de origem

As descontinuidades de material de origem detectam-se por discrepâncias significativas entre horizontes com respeito à granulometria ou mineralogia, indicando a discordância dos materiais originários em que se formou cada horizonte. Nestes casos, números arábicos são usados com prefixos, precedendo H, A, E, B, C, R. Se o solo provém de material originário uniforme, omite-se o prefixo, já que se pressupõe ser o perfil no seu todo proveniente de material único que seria designado pelo prefixo 1. Se o material originário for o único, omite-se o prefixo. Inicia-se o uso de prefixos a partir do segundo material, isto é, 2, 3, etc., conforme a seqüência. O prefixo numérico é usado com R, se admitido que o material originário do solo não foi produzido por rocha da mesma natureza da subjacente. Por exemplo, Bt-C-2R. Em solos orgânicos as descontinuidades entre diferentes espécies de camadas não são qualificadas por prefixo numéricos. Na maioria dos casos as diferenças são designadas por sufixos alfabéticos (letras minúsculas), caso as diferentes seções seja orgânicas, ou por letras maiúsculas se as diferentes seções são de constituição mineral. Tem-se, assim, exemplos de medição de horizontes orgânicos de solos minerais: quando os horizontes orgânicos têm espessura menor que 40 cm, são medidos em sentido decrescente. Por exemplo,

· Ho1 30 – 15 cm · Oo 6 – 4 cm · Ho2 15 – 0 cm · Od 4 – 0 cm · Cg 0 – 30 cm · A 0 – 20 cm

5.2.5 Registro de dados gerais associados à descrição de perfis (Lemos & Santos, 1996; Santos et al., 2005)

Na descrição dos perfis a maneira de registrar os dados varia ligeiramente entre equipes de diversas instituições, mas, de um modo geral, todas incluem, em formulários apropriados, os seguintes itens:

– Identificação do perfil; – altitude, situação, declive e georreferenciação; – litologia, formação geológica, período geológico e material de origem; – pedregosidade e rochosidade; – relevo regional e local; – erosão; – drenagem interna do perfil; – clima; – vegetação; – uso atual; – examinadores.

5.2.5.1 Identificação do perfil

A identificação do perfil são incluídos dados referentes à instituição de pesquisa (ou projeto), ao número do perfil, à classificação genética do solo, unidade de mapeamento e à localização.

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Na localização, além do Estado, município e localidade incluem-se as coordenadas (obtidas de mapas-base e, quando disponível, deve-se usar o GPS) e vias de acesso ao local. Sem as últimas informações é muito difícil (ou impossível) a localização futura do mesmo perfil por outros pesquisadores que não os próprios examinadores. Na unidade de mapeamento é preciso especificar se o perfil é típico, de transição ou intermediário.

5.2.5.2 Altitude, situação e declive

A altitude é determinada com altímetro (tipo barométrico), a nível regional, em relação ao nível do mar, com medidas de 20 em 20 metros ou mais precisas.Especifica-se a posição do perfil no relevo (crista, meia-encosta, baixada, etc.), registrando-se a declividade do local com clinômetro tipo "Abney', que pode ser utilizado de duas maneiras:

– Por altura visual – usa-se o clinômetro na altura visual do observador, visando, de preferência o chapéu do auxiliar, que deverá estar a uma distância de pelo menos 40 metros. A medida é expedita;

– Por instrumento apoiado – para medidas mais precisas usam-se duas varas de 1,65 m, distanciadas a 40 metros uma da outra, que pode ser enterrada ou enterrada pelo auxiliar. Numa apóia-se o clinômetro e visa-se o topo da outra. Faz-se a leitura "de-vante" e, para maior precisão, o auxiliar faz uma retrovisada. Usa-se a média das duas leituras.

5.2.5.3 Litologia, período e formação geológica e material de origem

Na litologia discriminam-se as rochas que compõe o local do perfil, especificando a unidade litogenética (formação geológica) à qual se referem as rochas do substrato. O período geológico, embora menos importante, serve de informação complementar.

O material originário do solo, em inúmeros casos não é o substrato ou a unidade litogenética. Por isso, deve-se informar a natureza do material primitivo do qual se originou o solo, com base nas observações do local do perfil. Quando possível, aconselha-se especificar a granulometria, a composição mineralógica e a permeabilidade; ainda, se o material é brando, semi-brando ou consolidado.

Na descrição de solos orgânicos é indispensável especificar a natureza dos resíduos vegetais que compõe o material de origem (muck ou peat). Sempre que possível, deve-se informar se há influência de material autóctone ou pseudo-autóctone.

5.2.5.4 Pedregosidade e rochosidade

A pedregosidade refere-se à proporção relativa de calhaus (2 a 20 cm de diâmetro) e matacões (20 a 100 cm de diâmetro) sobre a superfície e, ou, massa de solo. É dividida nas seguintes classes:

– não pedregosa – quando não se constata a presença de calhaus e, ou, matacões ou quando sua presença é insignificante de fácil remoção, não interferindo na ração;

– ligeiramente pedregosa – os calhaus e, ou, matacões chegam a ocupar cerca de 0,01 a 0,1 % da superfície e, ou, massa do terreno, com distâncias de 10 a 30 cm. Podem interferir na aração, mas mesmo assim, os cultivos são possíveis;

– moderadamente pedregosa – os calhaus e, ou, matacões ocupam de 0,1 a 3% da massa e, ou, superfície do terreno, com distâncias variáveis de 1,5 a 10 m. Os cultivos são impraticáveis, entretanto, tais solos podem utilizados para pastagens naturais e, ou, melhoradas, caso as demais propriedades forem favoráveis;

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– pedregosa – os calhaus e, ou, matacões chegam a ocupar de 3 a 15% da massa e, ou, superfície do terreno, com distâncias variando de 0,75 m a 1,5 m. É impraticável o uso de máquinas agrícolas, a não ser implementos leves ou manuais. Tais solos devem reservados para a preservação ambiental (flora e fauna);

– muito pedregosa – os calhaus e, ou, matacões ocupam de 15 a 50% da massa e, ou, superfície do terreno, com distâncias menores que 0,75 cm. É totalmente inviável o uso de qualquer tipo de implemento agrícola, mesmo manual. Tais solos são viáveis apenas para florestas nativas;

– extremamente pedregosa – os calhaus e, ou, matacões ocupam de 50 a 90% da superfície do terreno; quando a cobertura ultrapassa os 90%, passam a ser considerados tipo de terreno.

A rochosidade refere-se à proporção relativa de exposição de rochas do embasamento, tanto afloramento de rochas, quanto camadas de solos sobre rochas ou ocorrência significativa de matacões com mais 100 cm. É dividida nas seguintes classes:

– não rochosa – não ocorrem afloramento de rochas do substrato rochoso e nem de matacões. Sua ocorrência é muito pequena, ocupando menos de 2% da superfície do terreno, não interferindo na aração do solo;

– ligeiramente rochosa – os alforamentos são suficientes para interferir na aração, mas ainda permitem o cultivo entre rochas. Os afloramentos e, ou, matacões distanciam-se de 30 a 100 m, ocupando de 2 a 10% da superfície do terreno;

– moderadamente pedregosa – os afloramentos são tão freqüentes a ponto de tornar impraticáveis os cultivos entre as rochas e matacões, mas ainda é possível o cultivo de forrageiras ou pastagem natural melhorada. Os afloramentos e matacões distanciam-se de 10 a 30 m, ocupando de 10 a 25% da superfície do terreno;

– rochosa – os afloramentos são em tal número que tornam impraticável a mecanização, excetuando-se máquinas leves. Os afloramento rochosos e matacões distanciam-se de 3 a 10 m, cobrindo de 25 a 50% da superfície do terreno. Tais terrenos devem ser usados para a preservação da flora e fauna;

– muito rochosa – os afloramentos rochosos, matacões e manchas delgadas de solos sobre rochas distanciam-se menos de 3 m, cobrindo de 50 a 90% da superfície do terreno. Qualquer tipo de mecanização é inviável nestes terrenos, devendo, por isso, ser usados para florestas nativas;

– extremamente rochosa – os afloramentos de rochas e, ou, matacões ocupam mais 90% da superfície do terreno, sendo, então, considerados tipos de terreno.

Eventualmente é necessário combinar as classes de pedregosidade com as de rochosidade, em que se tem que considerar a influência simultânea das duas condições no uso do solo. Um terreno moderadamente rochoso e moderadamente pedregoso deve ser considerado tipo de terreno.

5.2.5.5 Relevo

No registro do relevo são usadas as seguintes classes: plano, suave ondulado, ondulado, forte ondulado, montanhoso e escarapado (veja Figura 5.15):

– Plano – trata-se de superfície com topografia aproximadamente horizontal, com desníveis muito pequenos e declividades menores que 3%;

– suave ondulado – a superfície apresenta topografia pouco movimentada, constituída por um conjunto de colinas ou outeiros (elevações relativas de 50 m e 100 m, respectivamente), com declividades variando de 3 a 8%;

– ondulado – a superfície tem topografia pouco movimentada, constituída por colinas e outeiros, com declives acentuados de 8 a 20%;

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– forte ondulado – a superfície tem topografia movimentada formada por outeiros ou morros (elevações relativas de 100 m a 200 m), com declives fortes entre 20 e 45%;

– montanhoso – a superfície tem topografia vigorosa, predominando as formas acidentadas, constituídas por morros, montanhas e maciços montanhosos e alinhamentos montanhosos, com desníveis relativamente grandes e declives fortes e muito fortes, da ordem de 75%;

– escarpado – regiões dominadas por formas abruptas, com vários tipos de escarpamentos: aparados, itaimbés, frentes de cuestas, falésias, flancos de serras acantiladas, vertentes de declives muito fortes de vales encaixados, com declives maiores que 75%.

5.2.5.6 Erosão

A erosão do solo refere-se à remoção da parte superficial e subsuperficial do solo por ação da água (erosão hídrica) e do vento (erosão eólica), como resultado da exposição do solo ao escoamento superficial, desmatamento, pastoreio excessivo, etc.

Na descrição morfológica de perfis duas formas de erosão são consideradas: – Erosão eólica – A erosão eólica é expressiva em regiões semi-áridas ou com

períodos marcantes de seca ao longo do ano, em materiais de solo fracamente agregados. Ele não é dependente da declividade, podendo atuar de forma intensa em terrenos planos. O risco de erosão eólica é acentuado pela remoção ou redução da cobertura vegetal.

– Erosão hídrica · Erosão laminar – refere-se à remoção mais ou menos uniforme de solo de

uma área, sem evidência de sulcos na superfície. Pode ser evidenciada pelas diferentes colorações que eventualmente aparecem na superfície de um mesmo tipo de solo;

· erosão em sulcos – a remoção dá-se por meio de sulco e canais formados pela concentração do escoamento superfície em determinados pontos do

Figura 5.15. Formas de relevo: 1. plano; 2. suave ondulado; 3. ondulado; 4. forte ondulado; 5. montanhoso; 6. escarpado (Santos et al., 2005).

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solo. Os casos extremos desse tipo de erosão evidenciam-se pela formação de sulcos profundos e muito profundos, com o aparecimento progressivo de voçorocas. Seus efeitos são avaliados pela sua freqüência e profundidade.

Quanto à freqüência, os sulcos podem ser: – Ocasionais – quando as distâncias entre sulcos são superiores a 30 m; – freqüentes – quando as distâncias entre sulcos são inferiores a 30 m, ocupando,

porém, menos de 75% da área do terreno; – muito freqüentes – quando os sulcos ocupam mais de 75% da área do terreno, e a

distância entre eles é menor do que 30 m; Quanto à profundidade, os sulcos podem ser: – Superficiais – podem ser cruzados por máquinas agrícolas, sendo desfeitos pelas

práticas normais de preparo do solo; – rasos – apresentam comumente profundidade menor do que a largura e podem ser

cruzados por máquinas agrícolas, não sendo, porém, desfeitos pelas práticas normais de preparo do solo;

– profundos –apresentam profundidade até 2 m, sendo esta, em geral, maior do que a largura, não podendo ser cruzados por máquinas agrícolas;

– voçorocas – consideradas como casos extremos da erosão em sulcos, evidenciados por cortes profundos ou muito profundos no terreno. Em geal, formam-se nas linhas naturais de drenagem quando é retirada a vegetação primária, em sulcos onde o escoamento da água foi intensificado por práticas agrícolas inadequadas, nas entrelinhas de cultivo, em ruas ou em locais onde houve rompimento dos terraços artificiais. Esse tipo de erosão não pode ser resolvido por práticas de cultivo simples. A profundidade máxima é controlada pela presença de camadas impermeáveis, pela natureza e estratificação do material de origem e pelo nível-base da drenagem geral.

5.2.5.6.1 Classes de erosão

A estimativa da perda de solo é obtida a partir da comparação da espessura do horizonte superficial deste com outro do mesmo tipo, na mesma classe de pendente e declive, mas onde não foi constatado processo erosivo. Para efeito de comparação são consideradas as classes:

– Não aparente – o solo nesta classe não apresenta sinais perceptíveis de erosão eólica, laminar ou em sulcos;

– ligeira – pelos menos 25% de horizonte A foi removido (incluindo AB ou A + E originais ou dos primeiros 20 cm superficiais, para solos que apresentam horizonte A ou A + E originais com menos de 20 cm de espessura. Didvidem-se nas classes:

· Sulcos ocasionais, superficiais ou rasos; · acúmulo de sedimentos na base da encosta ou nas depressões do terreno; · poucas áreas descontínuas, onde a camada arável inclui material de horizontes

subsuperficiais. Nesta classe de erosão os solos, usualmente, são foram ssuficientemente afetados a ponto de alterar características diagnósticas do horizonte A.

– moderada – o solo teve 25% a 75% do horizonte A (incluindo AB ou A + E) removido da maior parte da área. Pode apresentar freqüenes sulcos rasos que não são desfeitos pelas práticas normais de preparo do solo. A camada arável, em geral, consiste em remascentes dos horizontes A e, ou, E, em alguns casos, da mistura dos horizontes A e E, ou mesmo de materiais transicionais AB e BA;

– forte – o solo teve mais de 75% do horizonte A (incluindo AB ou A + E) removido da maior parte da área. Em terrenos com erosão em sulcos, estes são profundos ou rasos e muito freqüentes.

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Os sulcos em parte da área onde ocorrem essa classe de erosão não são desfeitos pelas práticas normais de preparo do solo. Pode ocorrer exposição dos horizontes BA ou B à superfície ou a camada arável é constituída, em parte, de materiais destes horizontes. Ocasionalmente podem ocorrer voçorocas.

– muito forte – o solo teve o horizonte A ou A + E completamente removido. O horizonte B exposto na superfície do terreno, já foi parcialmente removido por sulcos profundos e ocasionais sulcos muito profundos e, ou, voçorocas. O solo original pode ser identificado apenas em pequenas áreas da paisagem. Essa classe de erosão já não permite mais o trânsito de máquinas agrícolas.

– extremamente forte – os horizontes A e B foram completamente removidos, já havendo exposição do horizonte C, com ocorrência muito freqüente de sulcos muito profundos e de voçorocas, tornando-o inapto para fins agrícolas.

5.2.5.7 Drenagem do perfil

Usam-se as seguintes classes de drenagem: – Excessivamente drenado – a água é removida muito rapidamente, seja por excessiva

porosidade e permeabilidade do solo, seja por declive ou por ambos os fatores. O equivalente de umidade é sempre baixo. São exemplos típicos desta classe de drenagem os Neossolos Quartzarênicos e os Regolíticos;

– fortemente drenado – A água é rapidamente removida do perfil e os perfis apresentam pouca diferenciação de horizontes, são muito porosos e de textura média. Como exemplos típicos citam-se os Latossolos (Vermelhos, Vermelho-Amarelos e Amarelos (nãos-coesos) de textura média;

– acentuadamente drenado – A água é rapidamente removida do perfil, e a maioria dos perfis têm pequena diferenciação de horizontes, com textura variável de argilosa a média, porém sempre muitos porosos e bem permeáveis. Exemplos típicos são os Latossolos com estrutura granular fortemente desenvolvida do tipo “pó de café”;

– bem drenado – a água é removida do perfil com facilidade, porém não rapidamente. Os perfis de solos apresentam pouca diferenciação de horizontes, sendo via de regra de textura argilosa, porém sempre muito porosos e bem permeáveis. Normalmente não apresentam mosqueados; entratanto, quando presentes, localizam-se a grandes profundidades. Exemplos típicos são os Nitossolos Vermelhos, alguns Argissolos e parte dos Latossolos e Argissolos Amarelos Coesos (Formação Barreiras e afins)

– moderadamente drenado – a água é removida um tanto lentamente, de forma que perfil fica molhado por um período significativo de tempo. Os solos apresentam comumente uma camada de permeabilidade lenta no ou imediatamente abaixo do sólum, com lençol freático imediatamente abaixo do solum ou afetando a parte inferior do horizonte B, por adição de água por translocação lateral; e, ou, translocação lateral interna. Apresentam mosqueado no perfil, com indícios de gleização; de redução na parte inferior do horizonte B ou no seu topo, associada à diferença textural acentuada entre A e B. Como exemplos, tems-e alguns Argissolos Coesos, Argissolos Vermelho-Amarelos e Cambissolos de textura argilosa;

– imperfeitamente drenado – a água é removida lentamente do solo, que permanece molhado por um período significativo, mas não durante a maior parte do ano. Os solos dessa classe apresentam camada de permeabilidade lenta no solum, lençol freático alto, adição de água por meio da translocação lateral interna. Apresentam mosqueados no perfil, podendo ter na parte baixa indícios de gleização. Como exemplos, temos alguns Vertissolos, Plintossolos e Planossolos;

– mal drenado – a água é removida tão lentamente do perfil, que o solo permanece molhado e o lençol freático está à superfície ou próximo durante parte considerável do ano. Apresentam camada de permeabilidade lenta no, ou, imediatamente abaixo

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do solum. As condições de má drenagem são devidas a lençol freático elevado, camada lentamente permeável no perfil, aadição de água por meio de translocação lateral interna ou alguam combinação dessas condições. Há ocorrência de mosqueado no perfil, com características de gleização. Exemplo típicos são alguns perfis de Gleissolos, Plintossolos, Planossolos e Espodossolos;

– muito mal drenado – a água é removida tão lentamente do perfil, de tal modo que o lençol freático está à superfície, ou próximo à, durante a maior parte do ano. A má drenagem é devida ao lençol freático superficial, com adição de água por translocação lateral interna. Ocupam áreas planas ou depressões sem drenagem externa, causando estagnação. Há caracterísitcas de gleização e, ou, acúmulo, pelo menos na parte superficial, de matéria orgânica (muck ou peat). Exemplos típicos são os Gleissolos (principalmente os Tiomórficos) e Organossolos hidromórficos.

5.2.5.6. Vegetação primária A descrição da vegetação primitiva tem por objetivo fornecer subsídios referentes às condições térmicas e hídricas em que se formaram os solos em questão e, adicionalmente, ao eventual eutrofismo ou distrofismo desses mesmos solos. Os principais tipos de vegetação primária com os respectivos regimes de umidade, atualmente reconhecidos (Carvalho, et al., 1986; Camargo et al., 1987; Reunião, 1979; Lemos & Santos, 1996) (Tabela 5.8.). Tabela 5.8 Formas de vegetação primária usadas pelo Centro Nacional de Pesquisa de Solos

para fasamento de classes de solos (Santos et al., 2005).

Vegetação/Floresta Regime de Umidade Vegetação/Floresta Regime de Umidade

Floresta Equatorial

Perúmida

Cerrado

Cerrado equatorial subperenifólio Perenifólia1, 2

Campo cerrado equatorial Subperenifólia1, 2 Vereda equatorial Subcaducifólia1 Cerrado tropical: Subperenifólio

SubcaducifólHigrófila de várzea Cerradão tropical: Subperenifólio SubcaducifólHidrófila de várzea Campo cerrado tropical2

Floresta Tropical

Perúmida3 Vereda tropical Perenifólia3

Vegetação Campestre

Campo equatorial2

Subperenifólia3 Campo equatorial higrófilo de várzea Subcaducifólia3 Campo equatorial hidrófilo de várzea Caducifólia3 Campo tropical Higrófila de várzea Campo tropical higrófilo de várzea Hidrófila de várzea Campo tropical hidrófilo de várzea

Floresta Subtropical

Perúmida2 Campo subtropical2

Perenifólica2 Campo subtropical hidrófilo de várzea Subperenifólia Campo xerófilo Subcaducifólia Pampas Higrófila de várzea Campo hidrófila de surgente Hidrófila de várzea

Outras Formações

Floresta ciliar de carnaúba

Vegetação de Restinga

Floresta não hidrófila de restinga Formações de praias e dunas Floresta hidrófila de restinga Formações halófilas

Restinga arbustiva e campo de restinga

Manguezal Formações rupestres Complexos

1 Floresta dicótilo palmácea (babaçual), quando for o caso; 2 Distinguir altimontana (o), se for o caso; 3 De várzea se for o caso.

5.2.5.7. Raízes

Na descrição de perfis de solos registra-se a presença de raízes, usando a denominação: muitas, comuns, poucas e raras, não mencionando a ausência de raízes. Especificam-se os tipos de raízes: fasciculadas, pivotantes, secundárias. Registram-se ainda os diâmetros das

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raízes em cada horizonte, conforme espcificações: – muito finas – Æ < 1 mm; – finas – Æ de 1–2 mm; – médias –Æ 2–5 mm; – grossas – Æ 5–10 mm; – muito grossas – Æ > 10 mm.

5.2.5.8 Fatores biológicos

Indica-se ação de organismos vivos, tais como minhocas, cupins, formigas, tatus, etc., nos respectivos horizontes, anotando o local de máxima atividade e distribuição pela área.

5.2.6. Boletins técnicos, com exemplos de descrição de perfis de solos

Nos boletins técnicos (que obrigatoriamente acompanham os memoriais descritivos) devem constar dados gerais, como informações sobre o perfil estudado, o declive e o relevo (plano, suave ondulado, ondulado, forte ondulado, montanhoso e escarpado), posição na paisa-gem (topo, meia-encosta ou terço inferior), o clima, a vegetação, a geologia (formações), a lito-logia, os materiais de origem, pedregosidade, indicativos de erosão, examinadores, etc. Vamos usar um exemplo de descrição de perfil de solo, descrito por Amaury C. Filho, Nilson R. Nogueira e Philipe Blancaneaux, localizado na Rodovia BR-457, trecho Silvânia-Leopoldo de Bulhões - GO. As correlações com regimes de umidade e temperatura do solo são calculados pelos procedimentos do “Soil Taxonomy” (Estados Unidos, 1975) e estabelecidas pela verificação dos regimes calculados pelos dados meteorológicos pelo país afora e relacionadas com os tipos de vegetação primária ou tipos coexistentes (p. ex., floresta e cerrado; campo e nas imediações dos locais de medição).

5.2.6.1. Dados gerais do perfil de solo Perfil 4 Número de Campo - TS1 Data - 14.08.91 Classificação - Latossolo Vermelho-Amarelo distrófico A moderado, textura muito argilosa, fase cerrado tropical subcaducifólio relevo plano. Unidade de Mapeamento, Município e Coordenadas - Rodovia BR-457, trecho Silvânia-Leopoldo de Bulhões, 7 km após o trevo para Silvânia, 700 metros à esquerda, Silvânia, GO. 16041'1"S e 48041'10"W Gr. Situação, declive e cobertura vegetal sobre o perfil - Descrito e coletado em trincheira aberta em área de chapada com aproximadamente 1% de declive, sob pastagem de braquiarão. Altitude - 1.050 metros. Litologia - Cobertura argilo-laterítica. Formação Geológica - Cobertura detrítico laterítica terciária. Cronologia - Terciário. Material Originário - Produto da alteração do material supracitado. Pedregosidade - Não pedregosa. Rochosidade - Não rochosa. Relevo local - Plano. Relevo regional - Plano e suave ondulado. Erosão - Não aparente. Drenagem - Acentuadamente drenado. Vegetação primária - Cerrado tropical subcaducifólio. Uso atual - Pastagem de braquiarão. Clima - Cwa, da classificação de Köppen. Descrito e coletado por - Amaury C. Filho, Nilson R. Pereira e Philippe Blancaneaux.

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5.2.6.2. Descrição morfológica

A seguir, tem-se a descrição morfológica do perfil, de acordo com as normas adotadas pelo SNLCS (Lemos & Santos, 1996; Embrapa, 1988a,b; Santos et al, 2005). Ap1 0 - 12 cm, bruno-avermelhado-esuro (5YR 3/4, úmido) e bruno-avermelhado (6YR 5/4,

seco); muito argiloso; moderada pequena e média granular; ligeiramente duro, friável, plástico e pegojoso; transição plana e clara.

Ap2 12 - 31 cm, bruno-avermelhado (5YR 4/5, úmido) e vermelho-amarelado (5YR 4/5, seco); muito argiloso; fraca média, blocos subangulares e forte pequena granular; ligeiramente duro; friável, plástico e pegajoso; transição plana e clara.

AB 31 - 49 cm, vermelho-amarelado (5YR 4/5, úmido e 5YR 4/6, seco); muito argiloso; fraca média blocos subangulares e forte pequena granular; ligeiramente duro, muito friável, plástico e pegajoso; transição plana e gradual.

BA 49 - 75 cm, vermelho-amarelado (5YR 4/5, úmido e 5YR 5/6, seco); muito argiloso, fraca média blocos subangulares e forte pequena granular; ligeiramente duro, muito friável, plástico e pegajoso; transição plana e gradual.

Bw1 75 - 121 cm, vermelho-amarelado (5YR 4/6, úmido e 5YR 5/6, seco); muito argiloso; fraca média pequena blocos subangulares e forte pequena e muito pequena granular; ligeiramente duro, muito friável, plástico e pegajoso; transição plana e difusa.

Bw2 121 - 175, vermelho-amarelado (5YR 4/5/, úmido e 5YR 4,5/6, seco); muito argiloso; fraca e pequena média blocos subangulares que se desfaz em forte muito pequena granular; ligeiramente duro, muito friável, plástico e pegajoso; transição plana e difusa.

Bw3 175 - 200 cm+, vermelho (3,5YR 4/6, úmido) e vermelho-amarelado (5YR 4/6, úmido amassado e 5YR 4,5/6, seco); muito argiloso; fraca pequena e meia blocos subangulares que se desfaz em forte muito pequena granular; macio, muito friável, plástico e pegajoso.

Raízes – Muitas finas, fasciculares, e poucas médias no horizonte Ap1; comuns finas e raras médias no Ap2 e AB; comuns finas no BA, Bw1, Bw2 3 Bw3.

Observações: – O horizonte Ap1 encontrava-se pulverizado. – os horizontes Ap2 e AB apresentavam-se adensados. – o horizonte Bw3 não foi coletado. – ocorrência incipiente de mosqueamento a 280 cm de profundidade, onde o solo

apresentava umidade elevada (observação realizada com trado).

5.2.6.3 Boletim de análises físicas e químicas de solos

5.2.6.3.1 Amostragem de solos

As análises de laboratório são essenciais na classificação definitiva dos solos. Por isso devem ser coletadas amostras de solos nos locais exatos das observações e descrições morfoló-gicas, georreferenciadas e acompanhadas da classificação preliminar. A eficácia da coleta de amostras no campo resume-se em dois itens: a) seleção do pédon a ser coletado; b) precisão na descrição e registro de características morfológicas in situ das amostras. Na Tabela 5.9 é apre-sentado um boletim de análises físicas e químicas de solos padronizado. Os pédons selecionados devem ser representativos das classes de solos. A amostragem é feita em locais não perturbados, pois propriedades essenciais e importantes para a classificação, uso e manejo pode ser alteradas em locais perto de estradas, áreas de agricultura e pastejo, etc. Após a descrição, coletam-se as amostras de horizontes ou camadas de perfis. Descartam-se as porções não típicas do horizonte que está sendo amostrado, isto é, os materiais nas faixas limites entre horizontes adjacentes, que não expressam as propriedades de nenhum deles per se. A amostragem, sempre que possível, deve atingir o horizonte C ou R (Santos et al., 2005).

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Em horizontes intermediários, tipo A/B, A/E, deve-se coletar e analisar em separado uma amostra de cada uma das porções dos dois horizontes (A e B; A e E). No caso de horizonte intermediário coletado como amostra única, é conveniente assinalar tal fato no rodapé da tabela de dados analíticos. As dimensões dos sacos das amostras devem ser 24 cm x 30 cm ou 24 cm x 40 cm e espessura suficiente para resistir ao transporte e ao armazenamento. A coletas das amostras deve ser feita a partir dos horizontes inferiores em direção aos superiores, na aproximada quantidade de 2 kg por horizonte ou camada, aumentando-se as quantidades quando as proporções de frações grosseiras for grande ou apresentar elevado teor de matéria orgânica, como no caso de horizonte ou camada O e H. A etiquetagem deve ser feita em duplicata com etiquetas de cartolina, com uma no interior dos sacos e outra amarrada na parte externa, com as seguintes informações: projeto ou instituição; classificação; nº do perfil; Município e Estado; e coletor(es). Tabela 5.9 Resultados de análises físicas e químicas de amostras de perfis de levantamentos

pedológicos segundo procedimentos de Embrapa (1997). Perfil 4. de campo: TS1. Nº de laboratório: 91.0879/0884 SNCLS/Embrapa.

Horizonte Frações da amostra total -% Composição granulométrica -TFSA

(dispersão com NaOH ou Calgon) - %

Símbolo Prof.

(cm)

Calhaus

> 20 mm

Cascalhos

20 - 2mm

Terra fina

2 - 0,2 mm

Areia grossa

0,2- 0,02 mm

Areia fina

0,02-0,05 mm Silte

0,05-0,02 mm Argila

< 0,02mm

Ap1 0- 12 0 0 100 6 4 21 69

Ap2 - 31 0 0 100 6 3 9 82

AB - 49 0 0 100 5 4 9 82

BA - 75 0 0 100 4 3 10 83

Bw1 -121 0 0 100 5 4 9 82

Bw2 -175 0 0 100 5 4 10 81

Bw2 -175 0 0 100 5 4 10 81

Horizonte Argila dispersa em água

%

Grau de Floculação

%

Razão Silte/Argila

Densidade (kg dm-3) Porosidade(% vol.)

Umidade (atm.) Equiv. Umidade %

Símbolo Prof. (cm) Aparente Real 1/10 1/3 15

Ap1 - 12 41 41 0,31

Ap2 - 31 49 40 0,11

AB - 49 4 95 0,11

BA - 74 0 100 0,12

Bw1 -121 0 100 0,11

Bw2 -175 0 100 0,12

Horizonte pH (1:2,5) Cátions trocáveis Valor S

Símbolo Prof.(cm) Água KCl N Ca2+ Mg2+ K+ Na+ S(Ca,Mg,K,Na) ----------------------------------cmolc kg-1------------------------------------

Ap1 0- 12 5,4 5,0 2,9 1,5 0,14 0,04 4,6

Ap2 - 31 4,9 4,4 0,5 0,5 0,06 0,03 1,1

AB - 49 4,8 4,5 0,5 - 0,03 0,02 0,6

BA - 74 5,2 4,6 0,5 - 0,03 0,02 0,6

Bw1 -121 5,0 5,2 0,5 - 0,02 0,03 0,6

Bw2 -175 4,9 5,6 0,5 - 0,02 0,03 0,6

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Horizonte Acidez extraível Valor T Valor V

Saturação por Alumínio

C Orgânico

N Total C/N P assimil.

Símbolo Prof.(cm) Al3+ H+ S(S+Al+H) 100.S/T (100.S)/(S+Al) -------------g kg-1--------------

mg.ml-

1 ---------------cmolc

kg-1-------------------

- --------------------------------%-----------------------------------

Ap1 0- 12 0,00 6,5 11,1 41 0 21,3 2,2 10 4 Ap2 - 31 0,00 5,6 7,7 14 48 16,2 1,2 14 1 AB - 49 0,60 4,8 5,8 10 40 12,4 1,0 12 < 1 BA - 74 0,60 3,8 4,4 14 0 8,9 0,8 11 < 1 Bw1 -121 0,60 3,1 3,7 16 0 7,0 0,8 9 < 1 Bw2 -175 0,60 2,1 2,7 22 0 5,8 0,7 8 < 1 Horizonte Ataque sulfúrico (H2SO4 1:1) Relações moleculares F2O3

Livre Equiv. CaCO3

SímboloProf.(cm)SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 P2O5 Mn SiO2/Al2O3

(Ki) SiO2/R2O3

(Kr) Al2O3/Fe2O3----g kg-1---- ---------------------------g kg-1-------------------------------

- Ap1 0- 12 18,5 24,5 10,6 1,45 1,28 1,01 3,63 Ap2 - 31 19,6 25,2 10,6 1,52 1,32 1,04 3,63 AB - 49 19,2 26,7 10,7 1,52 1,22 0,97 3,91 BA - 75 18,4 25,6 10,6 1,53 1,22 0,97 3,79

Bw1 -121 19,5 27,7 11,2 1,63 1,20 0,95 3,88

Bw2 -175 18,5 2,66 11,4 1,17 1,18 0,93 3,66

Horizonte Sat. (%) com Na

100.Na/T

Água % na pasta saturada

C E - ExtratoSatur. 25 0C

(dS m-1)

Íons dos sais solúveis no extrato de saturação -------------------------------(cmolc kg-1)-------------------------------

SímboloProf.(cm) Ca2+ Mg2+ K+ Na+ HCO3-, CO3

2- Cl- SO42-

Ap1 0- 12 < 1

Ap2 - 31 < 1

AB - 49 < 1

BA - 75 < 1

Bw1 -121 1

Bw2 -175 1

O procedimento de coleta é o mesmo usado na coleta do perfil, podendo-se, em alguns casos, recorrer à coleta com o trado, portanto sem descrição morfológica ou com descrição parcial (profundidade, cor da amostra amassada ou triturada, textura , consistência quando molhado).

5.2.6.3.1 Amostras extras para caracterização analítica

Muitas vezes, para evitar um número excessivos de amostras a analisar, coletam-se apenas alguns dos horizontes mais representativos dos processos pedogenéticos do solo (perfil complementar ou amostras extras). Dessa maneira, quando julgado necessário, coletam-se de um perfil amostras do horizonte A e, ou, B ou então A, B e C.

5.2.6.3.2 Amostras para a determinação da densidade

Para a determinação da densidade do solo usam-se anéis volumétricos tipo Kopecki de 50 cm3, ou similar, ou ainda extratores de solos, de forma que se obtenham amostras com o mínimo de deformação da estrutura. Devem-se coletar amostras de todos os horizontes, sendo aconselhável a coleta de duas amostras por horizonte, acondicionadas em latas de alumínio ou sacos plásticos devidamente identificados. O teor de umidade no momento da coleta da amostra é importante pelo risco de maior deformação ocorrer com o solo muito úmido, ou perda de material se estiver muito seco. Se

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possível, estimar ou quantificar o teor de umidade da amostra no momentoda coleta e registrar essa informações na planilha de resultados analíticos. Quando não for possível utilizar anéis ou extratores, coletam-se torrões, acondicionando-se também em latas de alumínio.

5.2.6.3.3 Amostras com estrutura indeformada

Para a determinação da condutividade hidráulica coletam-se amostras com extratores tipo Uhland ou similar, ou com anéis volumétricos, sempre de cima para baixo, com três repetições para horizonte ou camada. No caso de o horizonte superficial ser muito espesso, deve-se retirar uma amostra na parte superficial e outra no terço inferior). Quando se trata de determinação físico-hídrica completa do perfil, sugere-se amostrar todos os horizontes até uma profundidade de 120 cm. Nas amostragens para análises de agregados (horizontes superficiais, devem-se coletar as amostras com cuidado, em quantidades aproximadas de 500 g, e acondicioná-las em recipientes rígidos para não destruir os agregados durante o transporte.

5.2.6.3.4 Amostras indeformadas para determinações micromorfológicas

No caso de muitos solos ou sedimentos relativamente macios, coerentes e não pedregosos, recomenda-se o uso de caixas de Kubiena (em forma de paralelepípedo), metálicas (alumínio, aço inoxidável ou latão), compostas de duas tampas destacáveis e estrutura de quatro lados, que possa ser aberta num dos cantos, para facilitar a retiradas das amostras. As caixas podem ter dimensões de, por exemplo, 11 cm x 6 cm x 3,5 cm. As técnicas de amostragem para determinações micromorfológicas são descritas em textos como o de Fitzpatrick (1984).

5.2.6.3.5 Amostras de rochas para estudos complementares

Faz-se a coleta de amostras de rochas representativas do material de origem dos solos. Devem ter, aproximadamente 10 cm x 10 cm x 10 cm, o menos alterada possível. O registro é feito tendo os seguintes dados:

- Instituição ou Projeto – - Amostra de rocha nº – - Localização, município, estado e coordenadas – - Solo (classificação do solo próximo ao local de coleta – - Coletor –

Observações: Especificar se o material é dominante no embasamento; se é o possível material de origem do perfil coletado; se ocorre sob a forma de intrusões, dique, sill, ec.; se é coletado em afloramento, além de mencionar o acidente geogáfico onde foi coletado (margem de rio ou canal de drenagem, enconsta, colúvio, etc.)

5.2.6.3.6 Amostras para caracterização analítica da fertilidade para fins de levantamento

Além da coleta de perfis e de amostras extras, poderão ser coletadas amsotrasda partes superficial e subsuperficial do solo, para de fertilidade. As amostras da parte superficial deverão ser tomadas e uma profundidade de 0 cm a 20 cm, ou maior, dependendo do objetivo do levantamento e uso da área, e em diversos pontos do terreno. As amostras subsuperficiais deverão ser coletadas, quando possível, a profundidades de 40 cm a 60 cm e, se procedente, de 100 cm a 120 cm, podendo variar de acordo com as características do solo.

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5.2.6.3.7 Amostras para caracterização analítica da fertilidade para fins de assistência ao agricultor

Nas análises com propósitos de assistência ao agricultor, a coleta deverá feita de acordo com os procedimentos:

- Dividir a gleba em lotes uniformes de cerca10 hectares para a retirada das amostras. Deverá ser uniforme na topografia, cor e textura do solo, bem como nos históricos de adubações e calagens.

- Cada uma das áreas deverá ser percorrida em ziguezague, retirando-se com trado subamostras de 15 a 20 pontos diferentes, para formar uma amostra composta, misturada num balde. Após a mistura das subamostras, retiram-se cerca de 200 g para ser enviada ao laboratório;

- As amostras deverão ser retiradas da camada superficial até 20 cm de profundidade, ou outra(s) profundidade(s), dependendo da cultura e do solo;

- Nunca amostrar locais próximos de residências, galpões, estradas, formigueiros, depósitos de adubos, etc., ou quando o terreno estiver encharcado;

- Indentificar as amostras com itens apresentados em formulário apropriado.

5.2.6.3.8 Amostras de solos com elevado teor de matéria orgânica

Por causa do ambiente em se formam os solos com altos teores de matéria orgânica, em geral com alta umidade, a presevação de diversos atributos requer a manutenção da umidade de campo. As variações mais proeminentes ocorrem no pH, no teor dos elementos solúveis em água, na condutividade elétrica, na presença de sulfetos e sulfatos e ainda no N total. Assim, o acondicionamento das amostras deve ser reforçado, tratando-as de forma diferenciada no laboratório, antes da secagem. Atenção especial deve-se dar aos Organossolos tiomórficos e Gleissolos Tiomórficos: medidas de pH no campo e no material ainda úmido são essenciais para a classificação desses solos. A amostragem também deve ser cuidadosa em horizontes ou camadas com materiais orgânicos não alterados (restos de galhos, troncos, raízes mortas, etc.), onde a distribuição do material de solo é irregular e descontínua. Nas amostra indeformadas e nas medições físico-hídricas existe grande variabilidade vertical e horizontal do material orgânico, o que requer maior número de amostras para representar atributos de solo avaliados em sua forma natural, como a densidade do solo, a porosidade, a condutividade hidráulica, etc.).

5.3 Gênese – fatores e processos de formação de solos

5.3.1 Modelos e conceitos de formação de solos

Os solos são fenômenos naturais muito complexos. Existem na interface da litosfera, da biosfera e da atmosfera e excecutam funções vitais dentro do ciclo hidrológico. Eles herdam, reagem com e são impactados espacial e temporalmente por todos esses três domínios. Erosão, soterramento, mudanças climáticas, movimento biomecânico e processos de mistura, efeitos do lençol freático, entradas de poeira eólica, efeitos microclimáticos e topográficos e inúmeras outras nuances do ambiente de formação do solo, todos interagem para formar o mais complexo dos sistemas naturais (Schaetzl & Anderson, 2006). O uso de modelos conceituais auxilia-nos a compreender o sistema solo e sua formação, e assim distinguir um sinal de todo esse ruído. Modelos conceituais são ferramentas essenciais em ciência; são descrições simplificadas de sistemas naturais. Ao invés de serem descrições matemáticas precisas que podem ser solucionadas, com dados amplos, são usados para ajudar a pôr a informação do solo na perspectiva e fornecer a introspecção (insight) na interrelações do sistema, vinculações precisas e nuances da pedogênese e da geomorfologia do solo (Dijkerman,

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1974). Apresentaremos, a seguir, os modelos na sua seqüência histórica: a) modelos funcionais fatoriais de Dokuchaev e Jenny; b) modelo de sistema de processos-sistemas de Simonson; c) modelo de energia de Runge; d) modelo de espessura do solo de Johnson; e) modelo de evolução do de Johnson e Watson-Stegner; f) conceitos determinísticos de caos e incerteza de Philips; g) outros modelos – relacionados à escala de tempo geológico e ao paleoclima aplicados aos solos.

5.3.1.1 Modelo de processos-sistemas de Simonson (1959, 1978)

Simonson (1959) notou que o modelo funcional-fatorial, nascido na Rússia, estava ge-rando um ponto de vista que assegurava que os solos evoluem constantemente. Cada “estágio” pode aparecer, desaparecer, repetir-se e desvanecer, levando a mudar os tipos e padrões de so-los. Este ponto de vista de vai-e-vem enfatizou no processo e por isso montou o cenário para o modelo de sistema de processos. A formação dos solos pela abordagem do modelo de processos de Simonson (1959, 1978) é explicada pela interação de quatro processos: adições, remoções, translocações e trans-formações (Figura 5.16). Simonson notou que todos os solos possuem similaridades e diferen-ças entre si, reforçando a idéia que as diferenças que os solos mostram, na realidade, devem-se às diferentes forças dos mesmos tipos de processos operando em materiais similares.

Figura 5.16 Modelo de sistemas de processos de Simonson (1959,1978) de gênese do solo com as interações das adições, remoções (perdas) translocações e transferências.

Horizonte B

Horizonte A Translocações - Difusão do ar, água, precipitação,

oxigênio; - Transporte de água, eluviação e iluvi-

ação da argila, de ferro, de húmus, de carbonatos;

- Ciclagem de nutrientes pelas plantas; - Sais solúveis em água; - Pedoturbação de todos os tipos

pelos animais.

Transformações - Humificação da MOS; - Redução do tamanho de partículas

pelo intemperismo, formação de novos minerais;

- Formação da estrutura e concreções. - Transformações de minerais

Adições – Energia (sol); – Água (precipitação pluvial); – Matéria orgânica; – Precipitação atmosférica (poeiras, íons); – N, Cl e S, O2 e CO2 (atmosfera e precipitações); – Material como sedimentos.

Perdas (remoções) - Energia (radiação); - Água (evapotranspiração); - N (desnitrificação); - C (oxidação a CO2 da MOS); - Solo en masse por erosão; - Nutrientes (absorção pelas plantas);

Remoções (perdas) – Material do solo (mineral e orgânico,

como erosão),; – água; – substâncias solúveis e em suspensão;

Horizonte C Adições – Minerais e matéria orgânica – água e substâncias solúveis

Adições – Água e sais solúveis, – ferro, sílica, carbonatos, – energia.

Remoções – Lixiviação de ferro, sílica e carbonatos.

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No modelo de sistemas de processos a gênese do solo é vista como consistindo de dois passos: 1) acumulação do material parental e 2) a diferenciação do material parental em hori-zontes. No modelo de Simonson, segundo Yaalon (1975), o foco está no segundo passo, acres-cido de um terceiro estágio: 3) a duração do processo (tempo). Simonson (1978) notou que os solos diferiram porque os processos que eles compartilhavam variavam no grau, não no tipo (Figura 5.16). Os quatros tipos ou conjuntos de processos podem ser expressos pelo modelo:

S = f(a,r,t1,t2), em que: S é o solo; a, as adições; r, as remoções ou perdas; t1, as transferências e, ou, as trans-locações; e t2, as transformações. Simonson (1978) viu que as remoções e as adições estavam para o solo como um todo, enquanto as translocações eram perdas e adições, isto é, movimentos, entre horizontes dentro de um mesmo pédon. Esses quatro conjuntos de processos ocorrem simultaneamente em todos os solos. Seu balanço e seu caráter governam a derradeira natureza do solo (Simonson, 1978). O modelo poderia ser considerado parte de uma classe mais ampla de modelos de balanço/gestão de massa, aos quais os modelos de balanço de sedimento, bem como a água e nutrientes e geo-química também pertencem. O modelo de processos-sistemas é mais útil do que o de Jenny (1941) para entender as relações espaciais e a dinâmica dentro da paisagem do solo. Processos geológicos ou geomórfi-cos causam adições, remoções, translocações e transformações em escala de paisagem que cri-am e modificam formas de terreno, sedimentos e solos. Por exemplo, sedimentos erodidos de um flanco de uma vertente são depositados como aluvião de declive ou colúvio na base da ver-tente ou como aluvião nas proximidades das linhas de drenagem ou planos de inundação. O sedimento é incorporado nos horizontes superiores de um solo existente ou torna-se material de origem recente no qual um solo começa a formar-se. De acordo com Philips (1989), a abordagem por processos e a por fatores de estado não são excludentes. A abordagem de processos é mais apropriada para analisar e descrever as pro-priedades e o desenvolvimento de um perfil particular de solo. Entretanto, a abordagem de fato-res de estado é muitas vezes mais útil para entender a variação geográfica dos solos e as rela-ções em nível de ecossistema com os outros componentes ambientais.

5.3.1.2 Modelo de energia de Runge

Runge (1973) desenvolveu um modelo fatorial que, de certo modo, é um híbrido entre o modelo de fator de estado de Jenny (1941) e o modelo de processos-sistemas de Simonson (1959). Na formulação do modelo, Runge achou uma maneira de fundir parte considerável de processos na moldura fatorial de Jenny, usando dois fatores prioritários – o relevo e o clima –, que ele considerou os mais importantes. Combinou os dois fatores num único fator de intensi-dade, que ele definiu como a quantidade de água disponível para a lixiviação (w), que é gover-nada pelo clima e topografia, porque alguns locais são áreas de runoff e outras de run-on. As-sim, quando examinados em conjunto, os dois fatores produzem um vetor de processo, que, grosseiramente, é comparável ao potencial para a água entrar e percolar através do perfil. A seguir, Runge combinou o material parental e os organismos (assumindo que o fator organis-mos é primariamente envolvido com as plantas, longo, bioquímico por natureza) num único fator de intensidade, chamado de produção de matéria orgânica (o). No entanto, é difícil esta-belecer a racionalidade para o fato o, porque a produção de matéria orgânica é fortemente de-pendente da fertilidade geral do solo. Ao contrário do fator w (água), o fator o foi considerado um vetor de rejuvenescimento, porque o húmus reveste as partículas do solo pela melanização, inibindo assim o intemperismo. Runge viu assim o fator o como compensando o fator w. Ele também incluiu um fator de tempo (i). O modelo de Runge, que se baseia pesadamente na energia gravitacional que movimen-ta a água de infiltração (e, em troca, causa a horizonização), e indiretamente na energia radiante

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solar para a produção da matéria orgânica, tornou-se mais conhecido como o modelo de energia (Smeck et al., 1983):

S=f(o,w,t), em que: S é o solo; o, a produção de matéria orgânica; e w, a água disponível para a lixiviação. Cada um dos dois fatores de intensidade é condicionado por diversos fatores de capacidade. O fator w é condicionado pela duração e intensidade da chuva, runoff x run-on, permeabilidade do solo, demanda evapotranspirativa, etc.; o fator o, é condicionado pela disponibilidade de nutri-entes, de ar e água, fertilidade do solo, fontes de sementes, fogo, etc.

5.3.1.3 Modelo de espessura do solo de Johnson (1985)

Os modelos pedogênicos geralmente focam na formação do perfil, no desenvolvimento de horizontes, na perda e, ou, degradação desses horizontes. Almond & Tonkin (1999) chamam esse conceito de “pedogênese de cima para baixo”, na qual a profundidade da alteração aumen-ta com o tempo, mas aonde o maior impacto vem do ambiente externo, subaéreo “no topo do solo” (Figura 5.17).

Figura 5.17 Diagrama conceitual mostrando as relações de vários processos de espessura de solo em um solo hipotético numa paisagem dinâmica, ilustrando a pedogênese es-tática, progressiva e regressiva (Johnson, 1985).

O diagrama mostra várias permutações de espessura do solo e mudanças de elevações, relativas a um datum constante, por meio de janelas de tempo de 39 pédons, cada um especificada arbitrariamente em 1000 anos. O tempozero ocorreu a 39000 anos, implicando em que o pédon 39 é o mesmo solo após 39000 anos de pedogênese. Embora ocorram remoções de super-fície, há certo retardamento no aprofundamento do solo e as adições de superfície são desprezíveis. O solo torna-se mais es-pesso pelo aprofundamento e, na ausência de haploidização apreciável, sofre pedogênese progressiva. Durante o intervalo de 8000 a 10000 anos (pédons de 8 a 10) as adições e as remoções são desprezíveis, mas o aprofundamento continua, na medida em que o solo a continua a refletir a pedogênese progressiva. O pédon 11 mostra nenhuma mudança na espessura do pédon 10, bem como não há apreciáveis adições ou remoções, e os processos de aprofundamento são desprezíveis. A pedo-gênese estática caracteriza este estágio de evolução do solo. Os pédons 12 a 18 representam um intervalo de 7000 dias de pedogênese regressiva, em que as remoções foram maiores que o aprofundamento, devido ao soerguimento e erosão aumen-tada. O soerguimento cessa no fim do pédon 14, e uma subseqüente estabilidade da paisagem é refletida nos pédons 15 a 17; todavia, os pédons 15 a 17 continuam regredindo porque as remoções de superfície são maiores que o aprofundamento da subsuperfície. O processo de depressão da paisagem inicia no pédon 18, e o solo continua a regredir, devido às remoções e aprofundamento desprezíveis. Os pédons 19 a 30 são auto-explicativos, na medida em que a espessura do solo continua mu-dando. O pédon 31 é caracterizado pela estabilidade estrutural da paisagem. As remoções são compensadas pelos processos de aprofundamento do perfil, de forma que enquanto o solo rebaixa ativamente em relação ao datum, ele não afina e nem a-profunda. Os pédons 32 e 33 refletem o retorno à pedogênese progressiva, com remoções modestas ou desprezíveis e apro-fundamento ativo. No pédon 34 as taxas de acumulação igualam-se àquelas do aprofundamento, que espessa o solo e causa seu levantamento relativo ao datum. A pedogênese estática tipifica os pédons 35 a 38. Remoções, adições ou aprofundamen-to desprezíveis ocorrem durante esse intervalo de 4000 anos de lento rebaixamento, que culmina com o rápido rebaixamento – falhamento em profundidade (pédon 38). A espessura do solo permanece constante, e no fim do tempo do pédon 38 a su-perfície do solo está novamente abaixo do datum. O pédon 39 marca um retorno à pedogênese progressiva com algum apro-fundamento na ausência de apreciáveis remoções ou adições. O rápido e episódico rebaixamento da paisagem continua du-rante o último milênio (39°) de pedogênese (Fonte: Johnson, 1985).

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Entretanto, o modelo não se aplica em superfícies agradantes, onde o solo é enterrado (paleossolos, com agradação rápida) ou construído lentamente (agradação lenta). No modelo, a espessura (T) de um solo mineral é vista com um jogo integrado envolvendo processos de apro-fundamento do perfil (D), construção ou acumulação (U) e remoções (R):

T=D+U+R. Os solos tornam-se mais finos quando D + U < R, e mais espessos quando D + U > R, D > U – R, ou U > D – R. O aprofundamento refere-se à migração em profundidade do limite mais baixo do solo, geralmente acompanhado da lixiviação e do intemperismo. A construção (acumulação) refere-se à adição alotóctone superficial de materiais minerais e orgânicos. Ge-ralmente é acompanhada de adições eólicas, adições de matéria orgânica de plantas, lavagem de encostas, etc. Também se incluem pequenas adições subsuperficiais devidas ao crescimento de raízes e morte de raízes e fauna. A construção pode tomar duas formas: de desenvolvimento e retardante. Na acumulação de desenvolvimento está implícito que as adições superficiais sejam lentas o suficiente para que a pedogênese possa ocorrer, de forma que os novos materiais sejam pedogenizadas na mesma velocidade em que são adicionadas. Esse conceito também é captura-do no termo ”cumulização”. Na construção retardante os materiais são adicionados à superfície mais rapidamente do que os processos pedogenéticos podem efetivamente incorporá-los, ou seja, o solo torna-se mais espesso pelos sedimentos que são considerados não uma parte do perfil do solo. As remoções referem-se essencialmente às perdas de material pela erosão e massa, em-bora remoções subsuperficiais por fluxo transversal, lixiviação e processos biomecânicos tam-bém sejam incluídos. A oxidação e mineralização da matéria orgânica igualmente são conside-radas remoções. O valor conceitual deste modelo contempla três aspectos: 1) dá atenção à es-pessura do solo; 2) enfatiza a natureza dinâmica da superfície, porque ela experimenta constan-temente erosão e, ou, deposição; e 3) dá noção de um modelo evolutivo do solo (modelo de Johnson & Watson-Stegner). A espessura do solo, como uma propriedade, é tida ou como estática, ou regressiva (o solo ficando menos espesso), ou progressiva (o solo ficando mais espesso). Para a maioria dos solos a espessura é uma condição dinâmica que flui e reflui ao longo do tempo; o mesmo ocorre com o desenvolvimento do solo.

5.3.1.4 Modelo de evolução do solo de Johnson e Watson-Stegner (1987)

Pelo modelo de evolução de Johnson e Watson-Stegner o solo evolui, num vai-e-vem, ao invés de desenvolver-se unidirecionalmente e progredir do “não solo” até um ponto final teórico de estado estável. Embora complicado, esse modelo – cujos conceitos básicos já eram conhecidos pelos russos, especialmente por Nikiforoff (1949) – baseia-se em duas suposições: 1) o desenvolvimento do solo é continuamente afetado por processos progressivos e 2) esses processos não operam estavelmente. Cada processo inicia, tem um pico e então desvanece ao longo do tempo. Cada solo sofre ondas sucessivas de inícios, picos e finalizações, cada um para um tipo diferente de processo. Por exemplo, a descalcificação é seguida da lixiviação, que pode então ser seguida pela podzolização e formação de fragipã. O conceito russo de evolução do solo era como a evolução humana – geralmente progressiva, ocorrendo em ondas sucessivas de espécies (solos) distintas. Embora o mesmo nome (evolução), o modelo de Nikiforoff não é exatamente o mesmo que o conceito embutido no modelo de evolução de Johnson & Watson-Stegener (1987). Formalmente, este modelo é expresso como:

S=f(P, R), em que: S é o solo formado ou a propriedade do solo; P, a pedogênese progressiva; e R, a pedo-gênese regressiva.

Cada rota possui três componentes e, cada um, dois vetores ou conjuntos de processos opostos (Tabelas 5.10 e 5.11): 1) de horizontização e, ou, haploidização; 2) de retardamento ou de crescimento positivo (para cima); e 3) de aprofundamento ou afinamento. A rota progressi-

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va é composta dos processos de horizonização, de desenvolvimento positivo e, ou, espessamen-to. A pedogênese progressiva é sinônima de formação, desenvolvimento e organização do solo. Inclui aqueles processos e fatores que, individualmente ou coletivamente, levam a perfis orga-nizados e diferenciados (mais anisotrópicos). Quando predomina a pedogênese progressiva, um solo desenvolve horizontes mais espessos com melhor expressão genética. A rota regressiva inclui processos de haploidização (simplificação) e espessamento (‘upbuilding’) retardante. A pedogênese regressiva, ou regressão do solo, reverte, pára ou desacelera a progressão e de-senvolvimento do solo. Inclui aqueles processos ou fatores que, individualmente ou coletiva-mente levam a perfis menos diferenciados (mais isotrópicos). Quando a pedogênese regressiva domina, os horizontes de solos tornam-se mais rasos, borrados e, ou, misturados, e até erodidos. A Figura 5.xx fornece exemplos de como as duas rotas de evolução interagem, incluindo uma interrupção dos três componentes dentro de cada rota. Um importante aspecto do modelo é que esses processos de mistura (pedoturbação) não são exclusivamente haploidizantes: alguns podem promover a ordem do solum (perturbações proanisotrópicas) (Johnson et al., 1987).

Tabela 5.10 Componentes de vetor/processo de gênese do solo e suas duas principais rotas de evolução do solo.

Pedogênese progressiva Pedogênese regressiva Horizonização Haploidização Condições proanisotrópicas e processos que pro-movem perfis organizados; os aspectos das adi-ções, remoções, transferências, transformações, realimentação intrínseca e pedoturbações proaniso-trópicas da diferenciação do perfil.

Condições proisotrópicas e processos que promovem perfis simplificados, os aspectos das adições, remoções, transfe-rências, transformações, melanização, ciclagem de nutrien-tes, enriquecimento, realimentação intrínseca e pedoturba-ções proisotrópicas da diferenciação do perfil.

Formação de desenvolvimento Formação retardante Assimilação pedogênica de materiais acrescidos à superfície

Impedância pedogênica produzida por materiais acrescidos à superfície

Aprofundamento do solo Afinamento do solo Migração em profundidade do limite inferior do solo para dentro do material fresco, relativamente não intemperizado

Erosão superficial e perda de massa

Fonte:Johnson & Watson-Stegner (1987).

Tabela 5.xx Componentes das rotas progressiva e regressiva de pedogênese.

Componentes principais Exemplos Vetores de horizonização (rota progressiva)

Adições (a um ou mais hori-zontes)

Fluxos de energia Insolação Transferência de calor (corpo negro; processos adiabáticos e de convectivos; reações endotérmico-exotérmicas) Oxidação (bioquímica lenta, fogos rápidos) Gravidade

Fluxos de massa Água (chuva local, neve ou degelo; condensação de neblina; gotejamento de folhas; água de chuva; fluxo subsuperficial de água; lençol freático) Gases (difusão de H2O, CO2, O2, N2, etc.; fluxo de massa pelo vento, gradi-entes de pressão)

Remoções Lixiviação de constituintes solúveis Eluviação e lessivage de sólidos em suspensão

Translocações (de um horizonte ou porção do perfil para outros)

Húmus (do A para o B e C) Argila (do A para o B e C) Silte (do A para o B e C) Al e Fe (do A para o B e C) Sais solúveis, sílica e gesso (do A para o B e C) Carbonatos (do A para o B e C)

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Componentes principais Exemplos

Transformações (dos materiais no local e do ambiente químico do solo)

Intemperismo de minerais primários e secundários Matéria orgânica (síntese e ressíntese de húmus, outros compostos) Reações de oxidação-redução Mudança de pH de alcalino para ácido

Processos de realimentação de desenvolvimento induzidos por patamares intrínsecos e de aces-sos pedogênicos

Iluviação de argila seguindo a lixiviação de carbonatos e Ca2+ trocável Dispersão e translocação de argila na presença de Na+. Formação retardada pelo tempo de horizontes Bhs, em conseqüência de certa acumulação de Fe3+ e Al3+ no horizonte Bs para efetivar a imobilização do húmus (–)

Pedoturbações proanisotrópicas (mistura que age para formar e,

ou, manter os horizontes)

Faunoturbação (animais) – um fator na formação de alguns horizontes A, linhas de pedra e biomantos Argiloturbação – um fator na mistura de alguns horizontes Bt e na promoção de pavimentos superficiais de pedra em Vertissolos Aeroturbação – um fator na promoção de horizontes vesiculares, pavimentos desérticos Crioturbação – a fator na promoção de pavimentos superficiais de pedras, de fundo poligonal, círculos de pedras, guirlandas, etc., em terras frias.

Aprofundamento Migração em profundidade do limite inferior do solo

Desenvolvimento por acumula-ção

Assimilação pedogênica em quantidades relativamente pequenas de adições eólicas e de encostas; ocorre em solos de terras altas ou de alta energia, de locais de terras baixas bem drenadas.

Vetores de haploidização (rota regressiva) Adições Como acima Remoções Como acima Translocações Como acima Transformações Como acima Ciclagem de nutrientes (enri-quecimento e rejuvenescimento do solo)

Biociclagem, enriquecimento eólico, floculação, melanização e outros proces-sos de simplificação (devido aos efeitos de renovação de entrada de nutrientes, como Ca2+, Mg2+, húmus, N, P, etc.)

Processos de realimentação simplificante induzidos por patamares intrínsecos e por acessos pedogênicos

Retardação ou cessação de iluviação de argila ou percolação vertical de água no horizonte B devido à redução ou entupimento de poros, que causa enxurra-da crescente e erosão. Um horizonte Bt, rico em esmectita, torna-se vértico, traga o horizonte A, e evolui para um Vertissolo com concomitante simplifica-ção do perfil.

Pedoturbações proisotrópicas (processos de disrupção do horizonte e, ou, processos de destruição)

Aeroturbação (gases do solo) Aquaturbação (água) Argiloturbação (argilas expansivas) Crioturbação (congelamento) Cristaloturbação (crescimento e desgaste de cristais) Faunoturbação (animais) Floroturbação (plantas) Graviturbação (perda de massa) Impactoturbação (cometas, meteoritos munições) Seismoturbação (distúrbios por tremores de terra) Antroturbação (homem)

Remoções

Episódios de erosão por deflação, lavagem em lençol, denudação, e entuba-mento (piping) (devido aos efeitos destrutivos do vento, temporais, chuvas torrenciais, fogo, remoção de vegetação, pressões de população animal, au-mento do declive de encosta, etc.), ou movimentos normais de massa.

Acumulação retardante

Efeitos de impedimento ou ratardamento de quantidades relativamente grandes de materiais eólicos e derivados de encostas adicionados à superfície do solo. Ocorre em algumas terras altas (p. ex., locais de dunas de areia e acreção de löess) e muitas superfícies de inundação catenárias de footslopes e toeslopes, depressões e locais pobremente drenados.

Fonte:Johnson & Watson-Stgener (1987).

O modelo de evolução do solo põe ênfase em vetores e rotas de desenvolvimento do solo: regressiva e progressiva. O contínuo “toma lá, dá cá” entre as duas rotas pedogênicas é a essência do processo de evolução do solo (Figura 5.18). O diagrama ilustra como cada vetor é

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oposto ao outro, ainda que seja usualmente operativo em dado tempo, embora a força relativa de cada um deles determina se o solo progride ou regride.

Conceito de solo normal – Um dos maiores inconvenientes é o conceito de o solo que teria desenvolvimento apenas unidirecional. Solos normais, sinônimos de solos zonais ou matu-ros, eram tidos como sendo o ponto final do desenvolvimento do solo, com cada tipo de solo normal ou zonal para seu clima particular (Cline, 1949b; Johnson et al., 1990). Tanto Dokucha-eiv quanto Jenny enfatizaram o clima como sendo um fator de formação de solo dominante, supôs-se que em cada clima existia uma morfologia de perfil, em direção à qual todos os solos se desenvolveriam, a não ser que fosse impedido pelo excesso de umidade, rochosidade, textu-ras arenosa ou argilosa, etc. A morfologia “clímax” para um clima foi capturada no conceito de “solo normal”. Deveras, o primeiro tratado sobre o desenvolvimento do solo de Dokuchaev (1883) – Ruskii Chernoziom – foi essencialmente uma imposição para o conceito de solo zonal, com a influência dominante do clima na formação do solo. Assim, desde os primórdios, a ciên-cia da pedologia foi influenciada pela noção de que cada clima ou bioclima tem um tipo de solo dominante, quase tipo clímax. A crença no conceito de solo normal no início durante a metade do século 20 foi quase uma doutrina (Johnson & Watson-Stegner, 1987) foi encampada pela maioria dos cientistas de solo: Marbut, Jenny, Thorp, Baldwin e Kellog. A geomorfologia, na-quela época, não foi conceitualmente diferente; as implicações zonais da geomorfologia climá-tica (1950-1990), iniciada com Peltier (1950) foram expostas por Büdel (1982) em seu livro Geomorfologia Climática. Os ecologistas também focaram os estágios de progressão das co-munidades de vegetação através de uma série de estágios até uma comunidade clímax estável e imutável. Dessa forma, as principais teorias e modelos de sucessão-clímax para solos, paisagens chegaram a enfatizar o desenvolvimento “normal”, “linear” e “progressiva” (Johnson, 2000).

Poligênese e solos poligenéticos O conceito original de solo monogenéticos coincidiu com aquele do solo normal, clima-ticamente equilibrado. Assim, a estabilidade climática foi a base e a opinião subjacente da mo-nogênese (Johnson et al., 1990). Os perfis monogenéticos foram vistos como resultado de pro-cessos pedogenéticos que podem ser descritos por um conjunto de variáveis, que possuem rela-ções constantes umas com as outras por um intervalo de tempo suficiente para o solo se formar. Por definição, então, um solo poligenético deve ter experimentado no mínimo dois de tais epi-sódios e exibir uma montagem complexa de atributos que se desenvolveram em resposta a mu-danças nas variáveis pedogênicas. Logo, se puder ser demonstrado que o clima ou algum outro fator e, ou, variável, tem mudado, o solo pode ser considerado poligenético. Resumidamente, Johnson et al. (1990) ofereceram a seguinte definição de poligênese:

Um solo poligenético (e a poligênese) conota múltiplas vinculações genéti-cas de processos endógenos e exógenos, fatores e condições, incluindo a-cessões, patamares e retroalimentações, que variam com o tempo. Conse-qüentemente, todos os solos são poligenéticos, e, quanto mais velho solo, sendo iguais as outras coisas, tanto mais poligenético ele é.

Figura 5.18. Relações teóricas entre os vetores de horizonização e haploidização (Fonte: John-son & Watson-Stegner, 1987).

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Condições de estado estável Embora os solos evoluam e progridam e, ou, regridam, ao longo do tempo, propriedades individuais do solo podem eventualmente atingir o estado estável (equilíbrio dinâmico), no mí-nimo, por dado intervalo de tempo (Figura 5.19). Na condição de estado estável, o solo ou al-gumas de suas propriedades são tidos como estarem em um tipo de quase-equilíbrio, e aí as entradas de matéria e energia ainda acontecem, porém, as reações, são mínimas, praticamente nos limites de detecção.

Figura 5.19 Variação hipotética nas propriedades do solo com o tempo. É pressuposto um cli-ma úmido. Eventualmente, os carbonatos são lixiviados do solo. Os conteúdos de carbono orgânico, bem como de argila, aumentam até um valor de estado estável. As curvas ajustam-se para alguns solos, mas não para todos. Fonte: Birkeland (1999).

5.3.2 Conceitos determinísticos de caos e incerteza de Philips

A evolução do solo, vista um passo adiante resume os conceitos de caos determinístico encampa por Jonathan Philips, geógrafo de solos, e geomorfólogo, apóia e expande a idéia da evolução do solo de Johnson & Watson-Stegner (1987). As idéias de Philips focam em uma explanação matemática e teórica acerca da extrema complexidade da paisagem que existe “lá fora”, especialmente com respeito ao padrão de solo, usando o modelo de evolução do solo e caos e a teoria de sistema dinâmico não linear como suporte. O modelo de evolução do solo, com seus “vai-e-vem”, sugere que o desenvolvimento é inerentemente não-linear (Philips, 1993a,b,c). Pachepsky (1998) descreveu sistemas dinâmicos de solos não-lineares como aqueles em que “quase as mesmas” condições ambientais podem resultar em diferentes rotas de desenvolvimento. O caos determinístico agrega esses padrões, no caso padrões de solo, provém de interações complexas de muitos elementos, comportando-se de maneira aparentemente aleatória, porém determinística, via sistemas iterativos não-lineares. A incerteza determinística é uma perspectiva na variabilidade espacial do solo, que usa dois axiomas fundamentais: 1) a visão reducionista de que a variabilidade pode ser explicada com mais e melhores medições do sistema do solo; e 2) a visão dinâmica não-linear de que a variabi-lidade pode ser uma conseqüência sem solução da dinâmica de um sistema complexo (Philips et al, 1996). Ele inclui conceitos, tais como a instabilidade dinâmica, caos e auto-organização divergente. A incerteza determinística leva em conta esses dois axiomas fundamentais. O caos é caracterizado por uma dependência sensitiva de um sistema das condições iniciais, de tal forma que até minutos de diferenças em algum ponto ao longo da evolução de um solo pode conduzir a grandes e crescentes diferenças, na medida em que o solo evolui (Huggett, 1998a). O comportamento caótico é mais provável quando a regressão do solo é grande, embora possa acontecer em qualquer cenário. A teoria sugere que o desenvolvimento do solo crescentemente divergente pode ocorrer ao longo do tempo, isto é, os solos na superfí-

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cie tornam-se crescentemente variáveis, mesmo que estejam sujeitos ao mesmo conjunto de fatores pedogênicos e entradas exógenas (Barret 1998a). Para explicar e modelar esse conceito, Philips (1993b) apresentou em uma nova forma o conceito de evolução do solo:

S=f(P,R), como

dS/dt = dP/dt – dR/dt, expressando todas as variáveis como uma função do tempo, ou como um índice. Solucionando esta equação, Philips (1993a) chega a:

St = St-1+DPDR, sugerindo que o estado do solo a qualquer dado tempo, é dependente de sua condição ou estado no tempot-1 ou de quaisquer mudanças na rota progressiva ou regressiva. Rodando esse modelo por inúmeras vezes em várias simulações numéricas, um impredizível, embora estocástico, e complexo padrão de desenvolvimento é produzido. Imaginemos a simulação rodando o modelo uma vez para cada pédon numa paisagem e então observemos o grau de desenvolvimento de cada pédon (Figura 5.20).

Figura 5.20 Graus de desenvolvimento do solo produzidos, rodando várias simulações numéri-cas de um modelo determinístico (matemático) simples. Fonte: Philips (1993b).

O padrão resultante é altamente variável, isto é, nem todos os pédons atingiram graus similares de desenvolvimento. Em resumo, Philips mostra que padrões ricos e complexos po-dem resultar mesmo se as entradas ambientais forem razoavelmente uniformes, devido à incer-teza determinística. Assim, o aparente caos que se “vê” na paisagem do solo, pode ser não-relacionado à idade da superfície, e até sutis variações nas condições iniciais podem levar a vastas diferenças nos solos na mesma superfície. As desvantagens do modelo, todavia, residem no fato de que o modelo não consegue discernir que parte da variação é devida às condições iniciais ou ao ruído aleatório, e mesmo se quaisquer pertubações já existiam (Amundson, 1998). Pachepsky (1993b) verificou que o sis-tema de solo é verdadeiramente caótico, a nossa capacidade de predição de desenvolvimento é limitada.A teoria dos sistemas dinâmicos não-lineares, ao invés de diminuírem a possibilidade de predição, fornece um “novo contexto de predição”. Um sistema caótico é impredizível no sentido tradicional de um modelo determinístico que sempre pode prever resultados predizíveis. Todavia, em alguns casos a predição pode ser melhorada, de fato, por exemplo, em modelos baseados no caos de transporte de sedimentos, fluxo de rios, etc., levando em conta a “memó-ria” caótica em séries temporais aparentemente aleatórias. Na pedologia foi demonstrado que essas idéias podem ter poder explanatório e ajudar a gerar hipóteses testáveis em campo, que de outra forma não seriam possíveis. No entanto, a abordagem jamais pode não ter o mesmo poder preditor que o modelo fator de estado. A teoria dos sistemas não-lineares pode, ao invés, ser explanatório para a gênese de solos que o modelo fator de estado não consegue explicar e pre-dizer plenamente (Schaetzl & Anderson, 2005).

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5.3.2 Escalas geológicas de tempo e paleoclimas aplicados a solos

Os últimos 65 milhões de anos situam-se dentro do Cenozóico e praticamente nenhum solo se formou porque raramente a crosta da Terra teve estabilidade maior do que uns poucos milhões de anos. Provavelmente as superfícies de solos mais velhas datem do Plioceno (@ 5 milhões de anos a.p.). A maioria dos solos tem seu tempozero em algum tempo do Quaternário, com repetidas mudanças climáticas, com avanços e recuos glaciais, provavelmente associadas a mudanças cíclicas de insolação que a Terra estava recebendo, devido às oscilações da geometria orbital, conhecidas como ciclos de Milankovitch (Covey, 1984), um matemático sérvio, que descreveu esses ciclos nos anos 1930. Esses ciclos possuem três componentes ou fatores astronômicos: a excentricidade orbital, a obliqüidade orbital e a precessão dos equinócios. A excentricidade orbital ocorre porque a órbita da Terra é elíptica e a elongação da elip-se muda em ciclos aproximados de 100.000 anos. A obliquidade orbital refere-se à inclinação do eixo da Terra com respeito ao seu plano orbital, que varia entre 22,5° e 24,5° em um ciclo de 41.000 anos. A maior inclinação do eixo em geral resulta em maior sazonalidade, especialmente em grandes altitudes. A precessão dos equinócios refere-se ao tempo do ano em que as estações ocorrem em relação à posição da Terra na sua órbita. Correntemente está mais longe do Sol no inverno do hemisfério norte, mas essa data muda gradualmente porque o eixo da Terra oscila em ciclos que variam de 19.000 a 23.000 anos. Combinações intrincadas dos três fatores citados produzindo variações cíclicas na quantidade de insolação. Obviamente, outras entradas, como a atividade vulcânica, alinhamentos continentais, mudanças na cobertura do mar com gelo e o albedo da superfície da terra também contribuem para os avanços e recuos glaciais. Os dados referentes a climas passados e volumes de gelo são obtidos de conchas de plâncton unicelular que se acumulam nos assoalhos oceânicos. Esse plâncton secreta conchas ricas em sílica e CaCO3, usando a água do mar como fonte de oxigênio. A maior parte do oxi-gênio é do isótopo 16O, mas cerca de 0,20% é um isótopo mais pesado, 18O. Durante os perío-dos glaciais os oceanos são empobrecidos em 16O mais leve, porque ele preferencialmente eva-pora, enriquecendo o oceano com 18O. A composição isotópica média das conchas foi tomada como um indicador do volume planetário de gelo.

5.3.3 Modelos de paisagens de solos

5.3.3.1 Modelos de paisagem – de Jenny (1941) e de Simonson (1959, 1978)

Os modelos de paisagem, de Jenny (1941) e de Simonson (1959, 1978), fornecem um importante arcabouço conceitual para a compreensão da formação do solo, mas nenhum mode-lo estabelece contornos funcionais para a segregação do continuum do solo em unidades natu-rais da paisagem. Os principais modelos de paisagem do solo são a catena, a toposseqüência e bacia de vale.

5.3.3.2 Modelo de catena de Milne (1936 a,b)

A catena de Milne (1936a, b) explica o padrão de solos em pendentes – seqüência repe-tida de solos que ocorre a partir do topo da pendente até o vale de base adjacente – distinguiu dois tipos de catenas (Figura 5.21):

- Em pendentes com o mesmo tipo de rocha – apesar de a uniformidade da rocha mãe, ele observou uma mudança seqüencial de solos ao longo do gradiente da pen-dente, atribuindo essa seqüência à drenagem subsuperficial, ao transporte lateral e à translocação de materiais na, ou abaixo da superfície do solo;

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- em pendentes com mais de um tipo de rocha (ou material de origem) – há uma dife-rença de solos neste tipo de pendente. Variações na drenagem e transporte lateral também contribuem nessa seqüência, porém as diferenças estratigráficas na rocha de origem aumentaram a complexidade do tipo de solo. Os sedimentos superficiais formam uma dobra na paisagem, que não é coincidente com os estratos subjacentes.

Além disso, o conceito de catena é tanto um modelo de paisagem de solo quanto geo-mórfico. Milne (1936a) reconheceu que a seleção lateral contribuía para a variação do solo pendente abaixo. Os processos de sedimentação e erosão movidos pelo relevo e movimento da água redistribuem os sedimentos através das pendentes, criando sutis diferenças nos materiais de origem (Kleiss, 1970). Os mesmos processos erosionais e deposicionais que promovem a evolução da paisa-gem influenciam no padrão dos solos das paisagens. A mudança seqüencial da morfologia atra-vés de uma paisagem é ligada ao processo de evolução da paisagem em pendentes, tanto no tempo e no espaço. No modelo de Jenny, a evolução da paisagem significa que o material de origem e topografia não são variáveis independentes, mas são dependentes e variam no tempo.

5.3.3.3 Toposeqüência

A toposeqüência, segundo Buschnell (1942) é definida por mudanças morfológicas, principalmente na cor ao longo do gradiente da pendente. Ele atribuiu essas mudanças à eleva-ção posicional e hidrologia local. Esse conceito é comumente referido como sendo uma topos-seqüência. Ao contrário de Milne (1936 a,b) ele não reconheceu a influência da erosão da pen-dente e da sedimentação.

Figura 5.21 Diagrama bidimensional baseado no conceito de catena de Milne (1936 a,b), mos-

trando relações idealizadas de paisagem para duas situações diferentes: (a) solos de mesmo material de origem; (b) solos de diferentes materiais de origem.

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Os termos catena e toposseqüência são muitas vezes usados como sinônimos, mas os significados originais não são idênticos. Na Figura 5.22 observa-se uma toposseqüência descrita por Blancaneaux et al. (1999).

5.3.3.4 Bacia de vale

Hugget (1975) expandiu o conceito de catena, propondo que a unidade básica tridimen-sional da paisagem do solo é bacia de vale de primeira ordem, Os limites (contornos) funcionais dessa paisagem de solo como sendo a interface atmosfera-solo, a frente de intemperismo e os divisores de drenagem da bacia. Os limites topográficos de uma bacia definem os limites físicos e a direção do fluxo superficial e assim, controlam os processos geomórficos tais como a ero-são, o transporte e a deposição. Em climas úmidos, os divisores de água subterrânea (lençol freático) são geralmente coincidentes com os divisores topográficos, que são os divisores do fluxo superficial. Dessa forma a bacia de primeira ordem estabelece as condições de limite na-tural para o transporte químico e coloidal e redistribuição da água na maioria das bacias. As bacias de primeira ordem conectam-se a um sistema maior através da paisagem (Figura 5.23). A partição da água em fluxo de superfície é importante no modelo de Hugget (1975) e do modelo de catena de Milne (1936 a,b). O escorrimento superficial é o mecanismo que go-verna muitos processos geomórficos. A água do solo conduz as reações químicas e físicas e por fluxo transversal transporta materiais solúveis e coloidais. O transporte da água e materiais as-sociados dá-se por fluxo saturado e não saturado. O transporte do material pode ocorrer entre e dentro de horizontes de solos e ente solos em diferentes posições na paisagem ou através de uma bacia inteira. A percolação profunda pode transportar o material abaixo da profundidade de um perfil de solo. Numa abordagem tridimensional o fluxo transversal pode ser lateral, di-vergente e convergente.

5.3.3.5 Bacias abertas As bacias podem categorizadas como abertas ou como fechadas (Ruhe, 1969). Uma bacia de drenagem aberta é confinada pela nascente da bacia e pelo perímetro do divisor. A desembocadura da bacia é aberta, como mostra a Figura 5.23 (a). A água coletada dentro da bacia é descarregada pela saída da desembocadura. O sedimento erodido pode ser transportado ou redepositado dentro da bacia ou removido completamente dela. Tanto a massa como a ener-

Figura 5.22 Toposseqüência de solos em região típica de Cerrados (Morrinhos, GO). Fonte:

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gia pode entrar ou sair de uma bacia aberta por fluxo superficial ou enxurrada. O sedimento retido em uma bacia aberta é um registro incompleto do histórico geológico. Um estudo da es-tratigrafia do sedimento pode trazer apenas uma compreensão incompleta da evolução geomór-fica de uma bacia aberta.

5.3.3.6 Bacias fechadas

Nas bacias fechadas não existe saída superficial. O padrão de drenagem dentro da bacia flui para uma área ou ponto central. A água não sai por escorrimento superficial, mas é perdida por evaporação, transpiração ou infiltração para as águas subterrâneas. A massa e a energia são quase totalmente retidas na bacia, embora uma parte da massa seja perdida na forma de sais solúveis para o lençol freático. Ainda pode ser adicionada ou perdida por processo eólico. Des-sa forma, o sedimento aluvial é um registro completo da história erosional em bacias fechadas [Figura 5.23 (b)].

5.3.4 Hidrologia do solo

Historicamente o estudo do fluxo da água no solo enfatiza ora o fluxo superficial a ero-são e a sedimentação, ora o movimento da água dentro de um perfil. O controle da erosão e da sedimentação deve ser priorizado em programas nacionais de solos e tido como uma parte inte-

Figura 5.23 Diagrama tridimensional de uma bacia de drenagem aberta (a) (Schoeneberger & Wysocki, 1997) e fechada (b) como modelos de paisagem de solos (modificado de Walker & Ruhe, 1968).

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gral de aplicações agronômicas e geoambientais da ciência do solo. Os esforços para entender e quantificar o fluxo de água dentro de um pédon e dentro de campos (áreas com manejo artifici-almente delimitado versus corpos naturais de solos, tais como campos irrigados), vêm sendo uma parte integral da física do solo. Entretanto, o movimento subsuperficial da água ainda não foi extensivamente integrado das paisagens de solos. Para entender os sistemas naturais de so-los e a partir daí o comportamento dos ecossistemas, modelos conceituais e quantitativos de movimento da água no solo devem contemplar o fluxo de água através dos solos da zona vado-sa e através da paisagem do solo. O conceito de catena de Milne (1936a, b) reconheceu a existência de solos com diferen-tes classes de drenagem através das paisagens. Sua concepção inicial de transporte lateral, como um fator contribuinte para a evolução da paisagem, tem sido enfatizada ao longo do tempo. O enfoque mudou para condições relativamente estáticas da água e do fluxo vertical da água (per-colação profunda) em uma dada posição na paisagem. O movimento lateral foi primeiramente reconhecido como fluxo superficial com concomitante espalhamento de sedimento através da paisagem (Ruhe, 1975). Os igualmente importantes processos do fluxo subsuperficial da água e do transporte através das paisagens de solos foram substancialmente ignorados ou esquecidos. Os estudos da hidrologia do solo nas duas décadas passadas expandiram o conceito de catena para incluir o fluxo de água através das paisagens (Steinwand & Fenton, 1995). O estudo dos solos agora inclui o fluxo dinâmico por dentro do, e transversalmente ao, solo e das paisagens, (Figura 5.24). Essa abordagem de fluxo dinâmico da água considera toda a zona vadosa e não apenas a parte superficial ou o solum.

5.4 Intemperismo

O intemperismo é o conjunto de processos que atuam na superfície da crosta terrestre, ocasionando a decomposição das rochas, graças aos agentes atmosféricos (físicos e químicos) e biológicos6. O resultado da decomposição das rochas é o manto de intemperismo, que também recebe a denominação de regolito (do grego, rhegos, manto, cobertura, e lithos, rocha). O termo

6 O termo "intemperismo" é uma versão inadequada de "weathering" do inglês, cuja versão correta para o português deveria ser

"meteorização". Talvez, mais feliz que o termo meteorização seria o de "erosão elementar", já que constitui a etapa preliminar, ou mesmo elementar, na realização de qualquer dos outros tipos de erosão (In: Dicionário Geológico-geomorfológico, GUERRA, A.T., 1969).

Divergente Convergente Divergente

Ombro

Meia-encosta

Infiltração vertical

Fluxo superficial

Fluxo transversal

Sopé

Figura 5.24 Pendente tridimensional com as direções de fluxo (apud: Pennock et al., 1987).

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regolito também é aplicado a todo material incoerente, arenoso ou argiloso, que recobre os desertos, as regiões litorâneas ou as áreas sujeitas à sedimentação fluvial recente.

5.4.1 Intemperismo físico

Todos os corpos apresentam variação no volume por ação da temperatura. Nas rochas a dilatação varia de acordo com a composição mineralógica, o que lhes confere diferentes coeficientes de dilatação térmica. Em um mesmo mineral há mudanças no coeficiente de dila-tação, dependendo da direção considerada. Temos, como exemplos, os coeficientes de dilatação linear (micra/metro/oC) de diversas rochas:

Quartzo – paralelamente ao eixo ótico, 8 mm m-1; perpendicularmente ao eixo ótico, 14 mm m-1, dependendo da direção cristalográfica;

Feldspato – 1,5; 2,0 e 10 mm m-1, conforme a direção cristalográfica; Granitos – 6 a 22 mm m-1; Arenitos – 5 a 20 mm m-1.

A variação do coeficiente de dilatação dos diferentes minerais que compõe uma rocha faz com que o intermitente aquecimento e resfriamento noturnos submetam as rochas a esforços de contração e dilatação, acabando por provocar a sua fadiga, a sua ruptura e posterior desagregação mecânica. A desagregação mecânica das rochas dá-se por esfoliação e decomposição esferoidal, cristalização de sais e congelamento. Na esfoliação, as rochas expostas aos agentes atmosféricos dividem-se geralmente em lâminas ou escamas concêntricas com a superfícies. O processo tem origem nas mudanças de volume da rocha. A decomposição esferoidal dá-se em blocos, a partir de planos de fraturamento, sofrendo alterações progressivas a partir de seus bordos, enquanto o meio permanece inalterado. A expansão diferencial nos vértices (extremos) dos blocos produz esfoliações con-cêntricas, tal como se verifica ao "descascar" uma cebola. O arredondamento dos blocos fraturados ocorre por meteorização (intemperismo) in situ. É muito comum rochas basálticas na bacia do Paraná. Neste caso, os processos físicos atuam conjuntamente com os processos químicos de intemperismo. A decomposição física (e posteriormente a química) pode ser acelerada ou retardada, dependendo do tipo de diáclases, que podem ser de compressão e de tração. As diáclases de compressão são provocadas pelos esforços tectônicos, ocorrendo em sistemas de superfícies planas, que se cortam em ângulo reto. As diáclases de tração nas rochas ígneas geralmente são causadas pela contração durante o resfriamento caracterizam-se por vários sistemas entrecruzados de fraturas, formando, por exemplo, as diáclases verticais de colunas de basalto. Nesse caso os blocos apresentam-se bem regulares, o que valoriza o seu aproveitamento na construção civil. Nas diáclases horizontais a ação da água na meteorização das rochas é pouco pronunciada, originando solos rasos; nas diáclases verticais, ao contrário, há uma tendência à formação de solos mais profundos. Em climas áridos e semi-áridos, os sais solúveis não são removidos pela lixiviação, uma vez que a evapo-transpiração potencial é maior do que a precipitação pluvial. Nesse caso, os sais, em vez de serem carregados para o mar, são trazidos à superfície por ascensão capilar, onde se precipitam, formando as chamadas eflorescências. São comuns no nordeste brasileiro, onde ocorrem eflorescências de salitre (nitrato de potássio), que é raspado e usado na fabricação de pólvora e "busca-pés". Em algumas localidades do nordeste brasileiro, onde essas eflorescências são constituídas de cloreto de sódio (nos locais denominadas de barreiros), o ambiente é favorável à caça e à criação de gado. Quando a cristalização dos sais se dá em fendas, estas tendem a ser aumentadas, graças ao esforço de crescimento dos cristais. A repetição secular (ou milenar) do fenômeno causa a lenta desagregação das rochas. A água, por ação do congelamento, aumenta em 9% o seu volume. Por isso, a água

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contida em fendas e fraturas de rochas, exerce uma força expansiva considerável, A expansão máxima da água dá-se a -22oC, que resulta numa pressão de 2.600 kgm-2. A ação destrutiva do congelamento é tanto maior quanto maior for o número de poros preenchidos pela água. O processo é acelerado pelo congelamento e degelamento alternados, pois a sua repetição alarga as fendas, afrouxando e desagregando as rochas. O intemperismo por congelamento atua de forma preponderante apenas em regiões frias. No Brasil, atualmente, tem importância apenas em pequena escala, nos planaltos de Rio Grande do Sul/Santa Catarina, Campos de Jordão, SP e Serra de Itatiaia, RJ.

5.4.2 Processos de intemperismo químico

O processo de intemperismo químico é caracterizado pela reação química entre a rocha e solutos aquosos diversos. O processo é mais rápido quando a rocha é previamente preparada pelos processos físicos, que a reduzem a fragmentos menores, aumentando os seus pontos de contato com os solutos aquosos ativos no intemperismo. A água das precipitações pluviais, entretanto, não é pura, pois os gases dissolvidos do ar dissolvidos reagem com a rocha; os mais importantes são o O2 e o CO2. O N2 atmosférico, além de pouco solúvel, é quimicamente inerte. No entanto, devido às descargas elétricas e ao O2 do ar, formam-se os ácidos nitroso e nítrico, que tem ação corrosiva sobre as rochas e valor nutritivo para os vegetais. A solução do solo, ao infiltrar-se carrega diversas substâncias de caráter ácido, também ativas no intemperismo. Nas regiões glaciais e áridas a decomposição química possui pequena importância na decomposição das rochas. Em regiões mais quentes e com farta cobertura vegetal, com topografia favorável e clima úmido, o ambiente é propício aos processos químicos e a decom-posição química em profundidade pode ser considerável, ao contrário da física. Na evolução intempérica distinguem-se três estágios. Vamos tomar como exemplo uma rocha feldspática, que representa cerca de 60% dos minerais das rochas. O primeiro estágio caracteriza-se pelo início do ataque químico. O mineral inicialmente perde o brilho nacarado característico, tornando-se embaçado. A biotita, quando presente, torna-se facilmente clara, mas ainda conserva a sua textura. No segundo estágio os minerais são totalmente decompostos, mas ainda é possível perceber a sua textura. Tal produto então recebe o nome popular de saibro. Finalmente no terceiro estágio, a decomposição da rocha já é total, desaparecendo por completo a sua textura. Nas áreas pouco acidentadas, onde não se constatam fenômenos de deslizamento de material, há a passagem entre os três estágios, que no seu conjunto formam o regolito ou manto de intemperismo. Alguns minerais são resistentes ao intemperismo e entre eles o mais importante é quartzo, permanecendo como material residual insolúvel. Os minerais solúveis são carregados pelas águas, quando o clima for favorável. Os materiais insolúveis podem permanecer no local ou então ser transportados em forma de suspensões finíssimas, muitas vezes de natureza coloidal. Com a deposição desse material fino, na maioria dos casos constituído por um ou mais materiais argilosos, formam-se as camadas de argila. O intemperismo químico afeta principalmente os silicatos, tais como os feldspatos, micas e minerais ferro-magnesianos. Os principais processos químicos são a dissolução simples, a decomposição pelo gás carbônico (CO2), a hidrólise, a hidratação, a oxidação e a queluviação. a) Dissolução Os ácidos agem diretamente na dissolução de certos minerais. Os carbonatos são os mais facilmente solubilizados. O carbonato de cálcio é solúvel em água, principalmente quando esta contém uma certa quantidade de gás carbônico. O íon H+ do ácido reage com o CO3

= do calcário, formando o bicarbonato de cálcio [Ca(HCO3)2], que é transportado em solução. Os efeitos maiores da dissolução podem ser vistos em materiais calcários, com a formação de dolinas, cavernas e rios subterrâneos (Leinz & Amaral, 1989). Muitos outros tipos de rochas podem ser dissolvidos por águas pluviais, auxiliadas por

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ácidos húmicos, provenientes de líquens e musgos, fenômeno esse observável nas rochas alcalinas da Serra de Itatiaia. b) Decomposição pelo gás carbônico A decomposição pelo gás carbônico (ou acidólise) é uma forma de hidrólise, pois a água da chuva dissolve o CO2, do qual parte continua em solução e parte se combina com a água para formar ácido carbônico. Apesar de ser um ácido fraco e ser pequena a dissociação, trata-se, em tempo geológico, do mais importante agente de intemperismo químico. A sua reação com os feldspatos obedece à seguinte equação para o ortoclásio:

22104223223283 2SiOnHOSi(OH)AlCOKOnHCOHO2KAlSi O++®++ Tratando-se de um plagioclásio, a equação será:

CaAl Si O NaAlSi O H CO nH O

Ca HCO NaHCO Al OH Si O nH O SiO2 2 8 3 8 2 3 2

3 2 3 2 2 4 10 2 2

2 4 2

2 2

. ( )

( ) ( ) .

+ + ®+ + +

Outros ácidos, além do ácido carbônico, têm importância no intemperismo químico, tais como o ácido sulfúrico, resultante da decomposição da pirita, os ácidos provenientes do meta-bolismo dos microorganismos do solo, dos ácidos húmicos e fúlvicos da matéria orgânica. En-tretanto, não se pode afirmar qual deles seja o mais importante, pois o tempo de decomposição é extremamente longo. c) Hidrólise e hidratação

A hidrólise e a hidratação são dois processos intimamente relacionados. Pela hidratação a água é incorporada, fazendo parte da estrutura cristalina do mineral e pela hidrólise dá-se a decomposição pela água. O ataque inicial parece ser a água que penetra nos poros dos minerais, enfraquecendo a sua estrutura; num segundo estágio ocorre a hidrólise propriamente dita. Não se sabe muito sobre a marcha exata das reações por causa da lentidão do processo. Além disso, a água pura possui grau de dissociação muito pequeno, embora aumente com a elevação da temperatura; uma vez dissociada, desdobra os silicatos, como ocorre na reação do ortoclásio:

3 8 2 3 8KAlSi O + H O HAlSi O + KOH® Pelos trabalhos de Correns, citados por Moniz (1972), um dos Pioneiros do intemperis-mo experimental em laboratório, verifica-se inicialmente a reação da alumina e sílica, através de soluções verdadeiras efêmeras. As bases fortes (potássio, cálcio, magnésio e sódio) são levadas em solução e alumina a sílica combinam-se com a água para formar os hidrossilicatos de alumínio, que são os precursores dos minerais de argila. A marcha e os mecanismos pormenorizados podem ser vistos em Moniz (1972). O sódio e o potássio são facilmente libera-dos dos feldspatos, pois estes, quando finamente pulverizados, na combinação com a água apresentam reação nitidamente alcalina, graças ao NaOH e ao KOH formados. Uma vez em solução, os álcalis (K e Na) e alcalino-terrosos (Ca e Mg) são lixiviados. A sílica e a alumina, em geral, formam combinações estáveis nas condições da superfície ter-restre, onde se processa o intemperismo. Das diversas combinações possíveis formam-se os argilo-minerais, que fazem parte da fração argilosa do solo. Quimicamente são hidratos e hi-drossilicatos de alumínio (caulim, montmorilonita, ilita, etc.). O assunto será tratado com mais detalhes no estudo da natureza dos minerais de argila. d) Oxidação A oxidação é um dos processos pioneiros ocorrentes na decomposição subaérea. A oxi-dação ode ser promovida por agentes orgânicos e inorgânicos, sendo os primeiros os mais im-portantes, como resultado do metabolismo de bactérias. O ferro e o manganês são os elementos mais suscetíveis de oxidação durante o intemperismo. O ferro divalente contido nos minerais passa para a forma trivalente, modificando a sua estrutura cristalina. Certos compostos ferro-magnesianos, em presença de oxigênio e umidade, podem oxidar-se, produzindo óxido de ferro hidratado, de acordo com a reação:

FeSiO H O O Fe OH H SiO3 2 2 2 2 47 1 2 2 2+ + ® +/ ( ) Em alguns casos particulares de materiais com sulfetos, como as piritas, um ambiente oxidante costuma produzir hidróxidos de ferro e ácido sulfúrico, de acordo com a reação:

62

-+ ++®+ 242222 48)(272/152 SOHOHFeOHOFeS

Os solos formados a partir de rochas com altos teores de sulfetos geralmente são imprestáveis para a agricultura. e) Queluviação Certos compostos produzidos na presença de ácidos húmicos sofrem quelação e os que-lados de ferro e alumínio com ácidos húmicos são mais facilmente removidos do meio do que o silício. A queluviação é particularmente importante no processo de podzolização, que será estu-dada em detalhes mais adiante.

5.4.2.1 Resistência ao intemperismo e estabilidade dos minerais no material de origem

A resistência dos minerais ígneos ao intemperismo obedece a quatro fatores fundamentais, conforme sintetizado por Bohn et.al. (1979):

- A crescente estabilidade ao intemperismo é a mesma da sua ordem de cristalização nos magmas em resfriamento. Minerais que são mais estáveis em altas temperaturas, e por isso cristalizam em primeiro lugar, são os menos estáveis em baixa temperatura. Tais minerais, incluindo feldspatos cálcicos, olivina [(Mg,Fe)2SiO2] e hiperesteno, tendem a ser ricos em álcalis solúveis em água, em cátions alcalino-terrosos e cátions oxidáveis. A taxa de intemperismo aumenta o conteúdo de cátions alcalinos e alcalino-terrosos;

- o segundo fator que afeta a suscetibilidade dos minerais ao intemperismo é a posição dos íons na estrutura do cristal. Os tetraedros de feldspatos cálcicos tem a metade Al3+ e a metade Si4+. À temperatura ambiente, O Al3+ é mais estável quando cir-cundado de ligantes de oxigênio octaédricos. O déficit de carga criada pela substituição do Al3+ é feita pelos íons de Ca2+ entre os tetraedros. A tensão estrutural, o déficit de carga e a contra-carga concentrada enfraquecem a estrutura do feldspato. Em feldspatos sódicos apenas 1/3 das posições tetraédricas centrais são ocupadas pelo alumínio e o déficit de carga pode ser neutralizado localmente por K+ e Na+. Os feldspatos de cálcio são os menos estáveis entre os feldspatos sob condições de solo. Os feldspatos de potássio são mais estáveis que os feldspatos sódicos porque o K+ se ajustam melhor entre tetraedros adjacentes;

- o terceiro fator que afeta a suscetibilidade de um mineral ao intemperismo é o grau de ligação dos tetraedros entre si. Maior ligação entre tetraedros significa maior estabilidade contra o intemperismo. Os feldspatos e o quartzo são redes tri-dimensio-nais de tetraedros, nos quais cada um dos quatro oxigênios tetraédricos são vértices (cantos) do outro tetraedro. Esse máximo compartilhamento dos átomos de oxigênio confere considerável estabilidade. Consequentemente, o quartzo é muito persistente no solo, quer como areia, quer como silte. O feldspato também é resistente ao intemperismo, mas os outros fatores são desfavoráveis para a estabilidade do feldspato e desbalançam o efeito estrutural;

- o quarto fator na estabilidade dos minerais são os conteúdos de Fe(II) e Mn(II). Em solos oxigenados (bem drenados) a presença desse íons aumenta os índices de intemperismo.

A Figura 5.25 resume os índices de intemperismo da maioria dos minerais das rochas ígneas e metamórficas. Os índices reais de intemperismo dependem também da temperatura, da umidade, do tamanho das partículas e da fraqueza física (clivagem) no cristal. O efeito da umi-dade inclui tanto o índice de fluxo da solução sobre as superfícies dos minerais quanto a com-posição da solução. Os sólidos se dissolvem mais lentamente se a solução já contém os seus íons constituintes. Altas concentrações de eletrólitos, por outro lado, podem manter concentra-ções iônicas maiores no equilíbrio, por causa dos mais baixos coeficientes de atividade e por causa da formação de íons complexos e de pares iônicos.

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Olivina

Hiperesteno

Augita

Hornblenda

Mica biotita

Feldspato - K

Plagioclásio - Na

Plagioclásio - Na-Ca

Plagioclásio - Ca-Na

Plagioclásio - Ca-Na

Mica muscovita

Quartzo

Estabilidade crescenteao intemperismo

Ordem de cristalizaçãoa partir do magma

Decrescenteenergia de formação

Figura 5.25 Estabilidade ao intemperismo de minerais de rochas ígneas e metamórficas (Godich, 1938).

Partículas de menor tamanho intemperizam com maior rapidez e os planos de clivagem também permitem que as rochas sejam quebradas com mais facilidade. Os feldspatos e micas, com planos de clivagem claramente definidos, são facilmente intemperizados. No caso particular dos feldspatos, os planos de clivagem aceleram o índice de decomposição mineral. O modelo de resistência ao intemperismo de Goldich (1938) é conveniente para partícu-las do tamanho de areia e silte. Para partículas do tamanho da argila Jackson et al. (1948) esta-beleceram o modelo de intemperismo, com modificações posteriores de Jackson & Sherman (1953), como pode ser visto na Tabela 3.4. Esses minerais, quando presentes na fração argila, não indicam necessariamente sua dominância, mas a sua presença em quantidades detectáveis é um indicador bastante confiável do grau de intemperismo e estágio de desenvolvimento do so-lo. A fração argila reflete melhor o tempo, a atividade química e as condições ambientais que existiram durante o desenvolvimento do solo do que o solo como um todo. As frações areia e silte são consideradas resíduos ou relíquias do material de origem do solo. Os grupos de mi-nerais na fração argila e suas propriedades, de acordo com Jackson & Sherman (1953) em grau de intemperismo são:

1. Os sais solúveis, como a halita (NaCl) e o gesso (CaSO4.H2O), bem como os sulfetos (pirita, FeS2) em solos recuperados do mar e de pântanos. Esses minerais dissolvem-se na água de percolação ou, no caso dos sulfetos, são prontamente oxidados. No primeiro caso, os solos sódicos ou salinos ("alcalinos") são exemplos dessa categoria; no segundo caso, enquadram-se os solos tiomórficos.

2. A calcita (CaCO3), a dolomita [CaMg(CO3)2] e a apatita [Ca5F,OH,Cl).(PO4)] tem comportamento diferenciado, dependendo do ambiente climático. Em regiões úmidas os carbonatos do tamanho de argila são deveras rapidamente lixiviados; as regiões áridas, a calcita se acumula. O fosfato permanece na fase argilosa após a decomposição da apatita, porém na forma de fosfatos complexos de cálcio em solos alcalinos e de fosfatos de ferro e alumínio em solos ácidos.

A olivina [(Mg,Fe)2SiO4] e o feldspatóides (anfibólios, como a hornblenda e piroxênios) são minerais compostos de tetraedros individuais de sílica (olivina) ou cadeias de tetraedros que compartilham átomos de oxigênio nos vértices. O ferro (FeII) nesses minerais pode ser oxidado, aumentando o índice de intemperismo.

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Tabela 5.12 Seqüência de distribuição de minerais de argilas com crescente desenvolvimento do solo.*

Estágio relativo de desenvolvimento do solo

Índices Minerais proeminentes no solo na fração argila

Recente 1 Gesso, sulfetos e sais solúveis 2 Calcita, dolomita, e apatita 3 Olivina, anfibólios e piroxênios 4 Micas e clorita 5 Feldspatos Intermediário 6 Quartzo 7 Muscovita 8 Vermiculitas e micas hidratadas 9 Montmorilonitas Avançado 10 Caulinita e haloisita 11 Gibbsita e alofana 12 Goethita, limonita e hematita 13 Óxidos de titânio, zircônio e corúndum * Modificado de Jackson & Sherman (1953).

Os silicatos primários em camadas originados de rochas ígneas e metamórficas (biotita) - [K(Mg,Fe,Mn)3Si3AlO10(OH)2], e de sedimentos (glauconita)- [K(Mg,Fe,Al)2Si3AlO10(OH)2] e (clorita magnesiana) - [(Mg,Fe)6(Si,Al)4O10(OH)8]. O alumínio é um substituto comum (até 1 em 4) para o silício nas lâminas tetraédricas, causando uma configuração instável à temperatura ambiente, que no entanto, não é o suficiente para vencer a estabilidade causada pelo compartilhamento de oxigênios nas intercamadas tetraédricas e octaédricas. O ferro (II) nesses minerais aumenta a instabilidade.

3. A albita (NaAlSi3O8) e a anortita são os membros finais dos plagioclásios feldspáticos, cobrindo a faixa das misturas Na-Ca. Quanto maior o conteúdo de Ca do plagioclásio, mais rápido é o índice de intemperismo. O ortoclásio e a microclina (ambos KAlSi3O8) são mais resistentes ao intemperismo.

4. O quartzo (SiO2) na fração argila é mais facilmente intemperizado do que na fração areia, onde é um dos mais resistentes minerais.

5. O grupo da micas engloba a muscovita [KAl2(Si3Al)O10(O)8] e a biotita. A biotita contém ferro (II) oxidável e um pouco de manganês (II), tornando-a mais suscetível ao intemperismo. Na muscovita, além de não possuir ferro (II), a camada di-oc-taédrica (alto conteúdo de alumínio) parece ajustar-se melhor entre as duas camadas tetraédricas de sílica-alumínio, sendo por isso mais estável do que a camada tri-octaédrica (alto conteúdo de magnésio e ferro) da biotita.

6. Os silicatos de camadas interestratificados, são representados por vermiculita [M+(Mg,Fe,etc.)3(Si,Al)4O10(OH)2 e micas hidratadas (levemente intemperizadas), em que M+ representa um cátion trocável. Existem controvérsias sobre a origem dos minerais dessa categoria, isto é, se são herdados do material de origem ou se são produtos secundários.

7. As montmorilonitas (do grupo das esmectitas) são silicatos em camadas ricos em Mg e Al que podem formar-se no solo. A composição química pode variar substancialmente.

8. A caulinita e a haloisita [(Al2Si2O5(OH)4] são silicatos em camadas do tipo 1:1 e mais estáveis do que as esmectitas. A caulinita é um componente comum das argilas dos solos, ocorrendo em concentrações relativamente altas em solos moderamente intemperizados.

9. Os hidroxióxidos de alumínio, como a gibbsita [Al(OH)3], a boemita e a diáspora (AlOOH) e alofana são produtos de intenso intemperismo, com perda de silício,

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deixando como resíduo argilas ricas em ferro e alumínio. 10. Os hidroxióxidos de ferro, como a goethita (FeOOH), a limonita (hidroxióxidos

hidratados de Fe(III) e hematita (Fe2O3) representam um estágio ainda mais avançado de intemperismo.

11. Os cátions do grupo do titânio e do zircônio são tão imóveis que seus membros são usados como indicadores da quantidade de material de origem que foi intemperizado para produzir um determinado volume de solo. Os óxidos mais importantes do grupo são o anatásio e rutilo (TiO2), a ilmenita (FeTiO3) e ainda o zircônio (ZrCO2) e o corúndum (Al2O3).

5.4.2.3 Mobilidade relativa de íons

Em geral, quanto mais "jovem" for o solo, maior é a influência do material de origem e na medida que se processam o intemperismo e a pedogênese, mais e mais desaparecem as características do material inicial. Em solos muito velhos (severamente intemperizados) há pouca ou nenhuma influência do material inicial, a não ser que este seja de resistência extrema, como é o caso das areias quartzosas. Nem todas as rochas intemperizam-se com a mesma facilidade, devido às diferenças na resistência física e mecânica. Em geral, pode-se afirmar que, quanto mais complexa a compo-sição mineral das rochas, maior a sua solubilidade potencial, por existirem mais centros de de-sintegração e de decomposição na face dos cristais. Por outro lado, a desintegração física será tanto maior quanto variada for a sua composição. As rochas calcárias, por exemplo, podem perder até 90% da massa original por ação do intemperismo. As rochas sedimentares silicosas, mesmo havendo passado por diversos ciclos de intemperismo e erosão, raramente perdem mais de 60% de sua massa (Bohn et al, 1979). A rapidez dos processos de intemperismo, independentemente das condições climáticas, é condicionada pela mobilidade dos elementos, obedecendo à seguinte escala:

Ti > Al = Fe > Nb > Si > K > Mg > Na > Ca > S > Cl ¾¾¾¾¾¾¾ maior mobilidade dos elementos ¾¾¾¾¾¾¾¾®

Os teores de Si, Fe, Ti e P nos solos, aparentemente, aumentam em relação à rocha; diminuem os de Ca, Na, Mg e K. Na escala relativa atribui-se o valor 100% ao cloro (Tabela 5.13).

Tabela 5.13 Escala de mobilidade relativa de íons e óxidos no solo.

Íon ou óxido Mobilidade relativa Estágio de mobilização Cloro (Cl-) 100 I Sulfato (SO4

2-) 57 Cálcio (Ca2+) 3 Sódio (Na+) 2,4 II Magnésio (Mg2+) 1,3 Potássio (K+) 1,2 Carbonato (CO3

2-) 0,4 III Óxido silícico (SiO2) 0,2 Óxido de ferro (Fe2O3) 0,04 IV Óxido de alumínio (Al2O3) 0,02

Fonte: Polynov (1937); Compton (1962).

A composição química e mineralógica das rochas determina a alterabilidade das rochas, a natureza das reservas minerais, a textura e mineralogia dos solos e os teores de elementos de

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interesse na fertilidade do solo e na nutrição de plantas. Desse modo, as rochas ácidas (com 56% a 80% de SiO2) oferecem maior resistência ao intemperismo, gerando, invariavelmente, solos arenosos (quartzosos); as rochas básicas, ao contrário, originam solos férteis, uma vez que provêm de rochas ricas em Ca, K, Mg e P, e pobres em quartzo e outros minerais ácidos. A estrutura da rocha (arranjamento) determina a porosidade e a permeabilidade, pois a sua decomposição diferenciada determina a granulometria dos solos. Assim, as rochas quartzosas são determinantes da granulometria dos solos areno-quartzosos.

A resistência dos minerais ao intemperismo foi bem explicitada na seção sobre intemperismo de rochas. Vamos, aqui, acrescentar algo sobre a influência dos tipos de rochas, como as rochas sedimentares (till glacial), löess, sedimentos costeiros, calcários, arenitos e folhelhos), rochas cristalinas claras (leucocráticas, ácidas), as rochas ferromagnesianas escuras (melanocráticas, máficas, básicas) e cinzas vulcânicas, conforme resumo de Buol, et al. (1980). Deve-se, no en-tanto, salientar, que solos altamente intemperizados não guardam relação, em muitos casos, com o material de origem.

5.4.3 Intemperismo biológico

Os animais e as plantas também desempenham importantes papéis no intemperismo das rochas. Nas cavidades e fraturas desenvolvem-se raízes que separam e removem fragmentos dos mais diversos tamanhos. A pressão do protoplasma radicular é de cerca 15 atmosferas du-rante o crescimento radicular, o que pode ser suficiente para provocar a ruptura de muitas ro-chas. A atividade de vários animais, como minhocas, formigas e roedores em geral podem aju-dar no intemperismo das rochas, abrindo fendas para facilitar a ação de outros elementos ativos no intemperismo. Na colonização inicial das rochas, segundo Polynov (1930), dá-se na seqüência de

LÍQUENS ® MUSGOS ® GRAMÍNEAS. Essa colonização é possível porque esses vegetais tem capacidade de extração de nutrientes das rochas e possuem concentração de elementos químicos muito semelhante à das rochas. Este tipo de ataque às rochas é típico em ambiente de altitute e mais frio.

5.4.4 Rochas sedimentares

As rochas sedimentares, de um modo geral, são materiais de origem que já sofreram alguma forma de intemperismo (ou meteorização). Excetuam-se alguns tipos de tilitos (tills glaciais) e alguns depósitos de löess não consolidados, principalmente em regiões temperadas. Os tills glaciais tendem a refletir a litologia e composição do material sobre os quais as geleiras passaram. Assim, geleiras que passaram sobre resíduos de folhelhos e calcários tendem a produzir solos de textura franco-arenosa; as que passaram sobre arenitos e granitos tendem a produzir solos de textura mais grosseira e quartzosa. A ilita (argila micácea) é um importante mineral de argila nesses depósitos, sendo acompanhada por quantidades moderadas de montmorilonita e pequenas quantidades de caulinita, vermiculita e clorita. Os tills derivados de resíduos de calcários e folhelhos geram solos com as seguintes características: a montmorilonita é o mineral dominante, tem pH e saturação de bases altos, devido à pedogênese em condições climáticas amenas e paisagens jovens. Ao contrário, quando o till é derivado de rochas graníticas e de arenitos, o pH e a saturação de bases tendem a ser baixos. Os depósitos de löess mais comuns são tidos como materiais siltosos, provenientes de planícies de inundação glaciais, que antes da modificação pelo intemperismo químico, possuí-am grandes quantidades de silte, cerca de 10 a 20% de argila, que depende, em parte, de distân-cia entre o depósito e a fonte de löess. Possuem altos conteúdos de minerais intemperizáveis e tem alta saturação por bases. Quando de origem calcária, a montmorilonita é o mineral de argi-la dominante, com conteúdos variáveis de ilita (mica hidratada) e alguma vermiculita. Na maio-

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ria dos casos esses materiais se encontram em paisagens jovens e climas amenos onde sofreram modificações muito suaves por intemperismo químico. Os solos daí oriundos são siltosos, têm altas reservas de nutrientes e excelentes propriedades físicas. Os sedimentos costeiros não consolidados são um importante material de origem marinha das elevações menores perto da costa ou de origem-aluvial-coluvial-deltaica. De um modo geral, são sedimentos secundários, derivados de paisagens mais velhas com grau mais alto de intemperismo. Tendem a ocorrer em regiões de precipitações mais elevadas, com altamente probabilidade de serem ácidos, com baixos teores de materiais intemperizáveis e de textura variável; esta varia em função do ambiente de sedimentação. Os sedimentos alúvio-colúvio-deltaicos de planícies costeiras tendem a ser ricos em caulinita, ácidos e com baixa reserva de nutrientes. Os materiais iniciais de depósitos marinhos tendem a ser argilosos, com apreciáveis quantidades de montmorilonita, se esses depósitos forem lagunares. Os calcários e dolomitos possuem mais de 50% de carbonatos e o balanço da rocha é composto por silte e argila e, ou quartzo e, ou, ferro e outras impurezas. Nesse caso os solos formam-se a partir do resíduo deixado pela dissolução dos carbonatos. Assim, a textura de so los de origem calcária é resultado das "impurezas" acima citadas. A partir calcários com muita argilas formam-se solos argilosos e impermeáveis e devido à reduzida lixiviação, tem pH e saturação porbases elevados. Se o calcário for rico em sílica, a textura dos solos costuma ser grosseira e cascalhentos e baixa saturação por bases. Se o calcário é rico em impurezas como a hematita, resultam solos vermelhos e em climas quentes e úmidos são muitos ácidos. Os arenitos (areias quartzosas e ortoquartzitos), por definição, contém mais de 50% de partículas do tamanho da areia, predominantemente de quartzo. Costumam ter variados tipos de cimentos, como de sílica, de ferro, de carbonatos, juntamente com "impurezas" (tais como o feldspato e a mica), que exercem forte influência sobre os tipos de solos que se formam em arenitos. De um modo geral, os solos formados são de textura grosseira (principalmente nos horizontes superficiais) e de alta permeabilidade. Tendem a possuir baixa saturação de bases, baixa reserva de nutrientes e são ácidos a muito ácidos em climas úmidos com lixiviação ácida. Os solos são profundos, a não ser que sejam formados a partir de arenitos cimentados, casos nos quais os solos são rasos por causa da baixa taxa de dissolução do cimentante. Quando os arenitos tiverem certa quantidade de ferro, os solos são avermelhados. Se o conteúdo de feldspato for maior que 25% nos arenitos (nesse caso, chamados de arcósios), os solos formados nos resíduos dessas rochas costumam ser argilosos, pois a intemperização do feldspato produz material argiloso, com altas reservas de nutrientes liberados. Os folhelhos são materiais laminados ou físseis, um tanto endurecidos chamados de folhelhos argilosos; de argilitos quando predominantemente compostos argila ou de siltitos quando as partículas do tamanho silte são predominantes. A sua composição geral é de silicatos em camadas, feldspatos, quartzo, pequenas quantidades de mica e algumas vezes de carbonato de cálcio. Os silicatos em camadas mais comuns são do grupo da ilita, exceto os folhelhos argi-losos muito ácidos que, via de regra, são ricos em caulinita. Os solos formados em resíduos de folhelhos argilosos são argilosos, relativamente impermeáveis e pouco lixiviados, do que re-sulta um solum muito raso. Os folhelhos originam solos com pH e saturação de bases alta, exce-tuando-se aqueles provenientes de folhelhos negros ou cinzentos, ocorrendo em conexão com depósitos de carvão ou linhito. As principais argilas são do grupo da montmorilonita e da ilita, com exceção dos folhelhos ácidos, onde a caulinita predomina. A textura dos solos costuma ser siltosa ou franca, com médias a altas reservas de nutrientes.

5.4.5 Rochas cristalinas

As rochas cristalinas claras (félsicas) ácidas incluem rochas ígneas quartzosas (ortoquartzitos) e rochas metamórficas. Separamos as rochas metamórficas em dois grandes grupos: a) os granitos (incluindo os gnaisses) e os xistos. Os granitos e gnaisses tem em média 65% de quartzo, 25% ou menos de ortoclásio

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(feldspatos potássicos), com menores quantidades de mica (com predominância da muscovita) e pequenas quantidades de hornblenda. Os solos formados do saprólito dessas rochas tendem a ser de granulometria grosseira, especialmente nos horizontes superficiais. Os solos costumam ser friáveis e permeáveis, geralmente ácidos e de baixa capacidade de troca de cátions, por causa dos altos conteúdos de quartzo da rocha mãe e da lixiviação ácida, resultando em texturas grosseiras. A cor do solo tende a ser amarela ou bruno-amarelada, por causa dos baixos teores de ferro das rochas de origem. Os minerais de argila predominantes em climas mais quentes são do tipo caulinita e vermiculita-ilita-montmorilonita nos climas mais frios e, ou, mais áridos. Os xistos são foliados, rochas metamórficas ricas em mica (ou clorita e sericita), com conteúdos variáveis de quartzo e quantidades muito pequenas de outros minerais intemperi-záveis. Por causa dos menores teores de quartzo, os solos formados nos saprólitos de micaxisto tendem a ser siltosos e de textura menos grosseria do que os originados dos saprólitos graníti-cos. Costumam ter altas reservas de potássio nas micas, excetuando-se aqueles solos sujeitos a severo intemperismo. Os minerais de argila predominantes são a ilita e a vermiculita, com exceção dos solos muito imtemperizados, nos quais predomina a caulinita, ou em regiões secas, onde há presença de quantidades significativas de montmorilonita. Os solos formados de cloritaxistos tendem a ser argilosos, plásticos e ricos em montmorilonita e, à vezes, quantidades excessivas de magnésio.

5.4.6 Rochas máficas

As rochas máficas compreendem os andesitos, dioritos, basaltos, gabro, hornblenda gnássica, etc. Todas são ricas em ferro e minerais fornecedores de magnésio e de feldspatos cálcicos, rapidamente intemperizáveis, produzindo grandes quantidades de argila e ferro livre. Os conteúdos de quartzo são muito baixos nessas rochas e, consequentemente, os solos possuem quantidades pequenas de areia e os horizontes superficiais, em geral, são francos ou franco-argilosos. Os solos tendem a ser vermelho-escuros ou bruno-escuros, devido ao alto conteúdo de ferro livre. Em regiões quentes e úmidas os solos possuem baixa capacidade de troca de cátions, as argilas predominantes são a caulinita e a haloisita, e quantidades elevadas de óxidos de ferro e alumínio. Em regiões secas e, ou, onde a drenagem do solo é insuficiente, a montmorilonita e a ilita são predominantes.

5.4.7 Cinzas vulcânicas

As cinzas vulcânicas são compostas de materiais não cristalinos, fragmentos vítreos, traços de feldspatos facilmente intemperizáveis e minerais ferromagnesianos e quantidades variáveis de quartzo. A maioria dos depósitos de cinzas vulcânicas são andesíticos (básicos em sua composição). Essas cinzas altamente silicosas são muito vesiculares, chamadas de "púmices" ou pedra pomes. As cinzas vulcânicas são muito extensivas em regiões de atividade vulcânica, especialmente em regiões ao redor do Oceano Pacífico, ocorrendo também na região do Caribe. No Brasil, como não existem atividades vulcânicas recentes, são poucos os solos derivados de cinzas vulcânicas, restringindo-se a alguns tipos de tufitos vulcânicos. Uma das feições carac-terísticas que os solos herdam das cinzas vulcânicas é a alofana, um complexo de aluminossilicatos amorfos, com quantidades abundantes de matéria orgânica complexada na parte superior do solum. Todavia, solos formados de cinzas vulcânicas em regiões áridas e com estações secas pronunciadas tendem a formar montmorilonita, com denominações diversas: Andepts (Soil Taxonomy, Soil Survey Staff, 1999); Koruboku (Japão); Alvisols (Nova Zelândia) e Trumano (Chile). Os solos de cinzas vulcânicas são profundos, friáveis e com presença de compostos orgânicos de cor negra intensa (de difícil decomposição microbiana) na parte superior do perfil. No sub-solo as cores são de um bruno-amarelado proeminente. Apresentam densidade de solo

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muito baixa, são muito porosos, dando sensação aveludada ao tato. Quando úmidos, quase não apresentam pegajosidade ou plasticidade; quando secadas, tem dificuldade em se reumedecer, chegando a flutuar na água. Tem alta CTC e são extremamente difíceis de se dispersar nas análises de distribuição de partículas.

5.5 Fatores de formação de solos

O caráter e o desenvolvimento dos solos não são controlados por genes, como ocorre nos reinos animal e vegetal, mas sim por fatores externos, isto é, a formação do solo sofre diversos graus de influência do ambiente circundante. Existe uma ampla gama de fatores e por isso uns poucos foram selecionados pelos geneticistas de solo, desde o tempo de Dokuchaiev até o presente: clima, organismos, material parental (material de origem), relevo e tempo. Quatro desses fatores (com exceção do relevo) foram reconhecidos por Dokuchaiev (1898) e incluídos na equação (Jenny, 1961):

t)p,o,f(cl,=S 0 (A)

em que: S representa o solo; cl, o clima da região; o, os organismos (animais e vegetais); p, o substrato geológico (material parental); e t0, a idade relativa do solo (jovem, maturo e senil). Considerou os fatores interdependentes. As equações de fatores de estado de Jenny (1941), em número de cinco, são chamadas de funções pedogênicas, nas quais é um fator varia, enquanto são fixos. Assim, essas equações podem descrever possíveis cenários:

S = fcl (clima)o r, p,t...........................Climofunção S = fo (organismos)cl,o, r, p ,t...............Biofunção ou função floral S = fr (relevo)cl,o, p,t...........................Topofunção S =fp (material parental) cl,o,p,t............Litofunção S=ft (tempo)cl,o,r,p................................Cronofunção

Combinações de funções também são possíveis, como, por exemplo uma topolitofunção. Cada “função” de fator de estado fornece assim um mecanismo ou formulação dentro do qual se avaliam e se determinam os efeitos de um dado fator no desenvolvimento do solo, ou, teoricamente, para predizer S com base em uma ou mais das variáveis independentes. A série de solos assim examinada é chamada de “seqüência”, enquanto a equação derivada dos solos é chamada de “função”. Por exemplo, uma série de solos que se formaram todos no mesmo material parental, são da mesma idade e formados (presumivelmente) sob o mesmo clima e vegetação compreende uma toposeqüência. Somente o fator de relevo tem sido permitido variar dentro do grupo ou conjunto de solos. A equação que descrevesse o conteúdo de argila no horizonte B como, por exemplo, uma função do conteúdo de feldspato seria uma litofunção. Sibirtizev, citado por Buol et al. (2003), enfatizou a importância do clima como fator de formação dos solos, agrupando sob três grandes ramos:

– Solos zonais, que em sua distribuição correspondem aos cinturões climáticos; – solos semizonais, normalmente referenciados como azonais, são mais fracamente

desenvolvidos do que os zonais; – solos intrazonais, aqueles grandemente influenciados pelas condições locais, tais

como o excesso de água, sais, carbonatos, etc. Jenny (1941) considerou como variáveis independentes os cinco fatores estabelecidos por Dokuchaiev. Mais tarde Jenny (1961) delineou as equações de gênese que expressam de forma concisa o comportamento do solo relacionado aos fatores genéticos. A equação (A) de Dokuchaiev concebe os fatores simplesmente como formadores de solo.

As equações de Jenny (1941, 1958), descrevem a relação entre uma propriedade do solo

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e os "fatores de estado", que são grupos de fatores, como segue: – clima ambiental (pretérito e atual); – organismos (fauna e flora pretéritas e atuais); – topografia (relevo pretérito e atual, incluindo feições hidrológicas, como o lençol

freático); – material parental ou de origem (definido como o estado zero de formação do solo no

tempo zero); – tempo (idade do solo, isto é, o período absoluto de formação do solo e ainda uma série

de fatores não especificados. Assim, temos o modelo clorpt de Jenny (1941, 1948):

S = f(cl,o,r, p,t,.... ) (B)

Os fatores de estado definem o estado do sistema do solo, podendo ser definido na base de um volume escolhido arbitrariamente. Pode ser um solum de um corpo de solo ou um pédon nele contido (Estados Unidos, Soil Survey Stuff, 1960) ou pode ser um ecossistema inteiro de uma tessera7 (Jenny, 1958). A segunda escolha evita a tarefa impossível de separar as partes vivas (não-solo) das partes inanimadas (solo verdadeiro), dentro de um ecossistema, no qual todos os componentes têm relações muito intrincadas. O ecossistema (aqui conceituado como ambiente formador de um certo tipo de solo) é um sistema aberto com entradas (influxos) e saídas (efluxos) de energia e matéria. A entrada de energia inclui a energia solar, a transferência de calor e a transferência de entropia do reservatório externo de calor. A saída de energia está em forma de radiação de calor e reflexão de luz. O influxo de matéria envolve gases entrando no ecossistema por difusão ou fluxo de massa; a água nas formas líquida e sólida entrando no ecossistema por cima, por baixo e pelos lados; sólidos dispersos e dissolvidos na água; sólidos dispersos e movidos no ar (vento); organismos que migram para dentro do sistema. Todos esses elementos também se movem para fora do ecossistema , constituindo, assim, o efluxo, como a solifluxão e outras formas de movimento de massa. Os fatores de formação dos solos aceitos pela maioria dos cientistas de solos são os estabelecidos por Dokuchaiev (1883), que definem o estado do sistema, daí, porque são denominados de fatores de estado. Entretanto, esses fatores não explicam como essas condições particulares as propriedades do solo, ou seja, não se trata de um modelo de processo, mas tão somente que um conjunto de condições ambientais resultou em propriedade particular de solo. O clima e os organismos são considerados os fatores mais “ativos”, enquanto relevo, material parental e tempo são “passivos”, sendo estes ativados pelos primeiros nos processos pedogenéticos (Joffe, 1936). O “modelo de cinco fatores”, como ficou conhecido, continua até hoje o principal modelo pedogênico no mundo todo, sendo considerado o padrão para todos os outros modelos atualmente em avaliação. È o mdelo mais usado para explicar a distribuição de solos na maioria das escalas, especialmente em mapas de pequena escala (Ciolkosz et al., 1989). Ele permitiu ver o solo como parte de um sistema ambiental maior, que facilita as predições e conexões dos solos com o resto do mundo físico fornecendo uma moldura conceitual, onde é possível anexar todas as informações, que de outra forma parece muito complexa e não relacionada. O modelo apresenta a sua maior utilidade em escalas intermediárias, p. ex., no mapeamento de solos, pois os mapeadores de campo muitas vezes estão aptos a explicar e predizer a variação do solo em função dos cinco fatores. Deveras, o mapeamento de solo pode ser visto como uma solução de campo para equação de fator de estado. Birkeland (1999, p. 142) expressou-se assim:

7 Jenny (1965) define tessera como a "unidade operacional que coletamos no campo, examinamos e analisamos. É via de regra menor do que

um pédon. Uma eco-tessera implica na coleta tanto do solo quanto da vegetação. Uma tessera de solo coleta-se o solo que faz parte do ecossistema.

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No campo, nucleando e mapeando os solos, pode-se imaginar porque os solos diferem. As diferenças no solo podem ser devidas às diferenças no material de origem, posição topográfica, intensidade do declive, redistribuição da umidade, vegetação, idade da paisagem associada, etc. Porque todos eles podem ser visualizados no campo, instaneamente uma correlação de fatores com os limites de mapeamento se desenvolve. Conseqüentemente, o mapeamento prosegue em um passo mais rápido e se pode predizer melhor a locação dos contatos.

O modelo fator de estado é também apropriadamente usado como uma ferramenta de ensino, ainda usado nos cursos introdutórios, por ser fácil e elegante de ser entendido. O valor e a utilidade da abordagem fatorial para a compreensão dos sistemas naturais é enfatizado pelo fato de que ele é usado em disciplinas correlatas, tais como a geoarqueologia (Holiday, 1994), geologia do Quaternário (Birkeland, 1999) e sistemas da superfície da Terra (Hugget, 1991).

5.5.2 O fator clima

O clima e os organismos vivos são os fatores ativos nos processos de formação dos solos (Joffe, 1949). A ação do clima sobre a formação do solo caracteriza-se pelo conjunto de fenômenos meteorológicos, pela ação direta da temperatura e da precipitação pluvial, que, por sua vez, guardam relação mútua com os processos pedogenéticos e biológicos. A ação indireta do clima no desenvolvimento dos solos dá-se através da flora e da fauna pela acumulação, decomposição e ressintetização da matéria orgânica.

5.5.2.3 Precipitação pluvial

A água é solvente, hidrolisante, oxidante (débil), redutor e agente erosivo. Faz parte da composição da maioria dos materiais orgânicos, argilas e óxidos hidratados dos solos e ainda tem funções de agente transportador (no deflúvio, percolação e para dentro das plantas). A água atua na lixiviação dos solos e no balanço hídrico regional, de acordo com as regiões climáticas:

- em regiões tropicais úmidas sob florestas existe um meio ambiente excelente para os processos pedogenéticos. Na zona de maior atividade (parte superficial do solo) os minerais primários sofrem as seguintes alterações: · Há formação de minerais secundários (argilas, com predominância de caulinita),

com relação argila/silte elevada; · espessa camada de alteração (intemperismo intenso); · maior dinâmica da matéria orgânica; · acúmulo de óxidos de ferro e alumínio.

De um modo geral, há oscilações muito pequenas nas propriedades na superfície e próximo da superfície do solo. A hidrólise em regiões tropicais úmidas é o processo químico mais agressivo, por causa de usa íntima relação com a temperatura, chegando a ser de 3 a 5 vezes mais intensa do que em regiões temperadas.

- em regiões áridas e semi-áridas (secas e quentes) as temperaturas acima de 45oC são inibidoras da vegetação. As espécies que se desenvolvem em tais regiões tem folhas espessas, com predominância de cactáceas. São consequência da ação conjunta da baixa precipitação pluvial e da alta temperatura e os solos apresentam as seguintes características: · Os solos são, via de regra, muito rasos (Cambissolos e Neossolos); · os teores de bases trocáveis são muito elevados; · há presença de bicarbonatos (HCO3

-); · alta salinidade, freqüentemente com toxidez de sódio; · baixos de teores de óxidos de alumínio e ferro.

- em regiões secas e frias há diminuição generalizada dos processos de intemperismo das rochas e pedogenéticos, implicando na formação de solos recentes e solos orgânicos, com baixa velocidade de crescimento da vegetação (aciculadas, pinus).

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De todos os processos químicos em que a água atua, a hidrólise é o mais agressivo, pois a sua ação chega a regiões tropicais chega a ser três vezes mais intensa do que em regiões tem-peradas e nove vezes mais do que em regiões árticas.

5.5.2.3.1 Efeitos da temperatura

Os efeitos da temperatura são traduzidos nas diferentes teores de matéria orgânica, na evolução dos minerais de argila cristalinos e da CTC (Figura 5.26).

As quantidades de matéria orgânica formadas são diretamente relacionadas com os fato-res de formação do solo, segundo a expressão de Jenny (1941):

M.O. = f(cl,o, r,p,t),

em que: cl, é o clima; o, os organismos vivos; r, o relevo; p, o material parental ou de origem; e t, o tempo de formação do solo. Nos estudos de Jenny (1941, 1948), cada fator foi estudado com uma variável independente, pois, para a avaliação de um dado fator, é necessário que os demais permaneçam constantes, o que raramente ocorre em condições naturais. O acúmulo de matéria orgânica no solo é um reflexo direto da zonalidade, que determina as espécies vegetais que sobrevivem em um determinado local, a quantidade de matéria vegetal produzida e a intensidade da atividade da vida microbiana. Assim temos:

– climas úmidos – em regiões frias o solo está associado com florestas de coníferas, gerando os Spodosols (muito ácidos) e alguns Alfisols. Em regiões quentes originam-se as florestas tropicais úmidas, gerando Oxisols e Inceptisols;

- climas semi-áridos – há forte associação com terras de gramíneas (pradarias), gerando os Chernozem (Mollisols);

- locais de drenagem restrita – são uma exceção ao fator clima, isto é, não seguem nenhum padrão climático, como é o caso do Histosols (solos orgânicos, de turfas) e Inceptisols de altitude.

Do exposto, tem-se que os solos com vegetação de gramíneas (pradaria) acumulam

mais matéria orgânica do que os de florestas pels seguintes razões: - Grande quantidade de matéria prima - o rápido crescimento relativo de gramíneas

permite maior produção de húmus em pradarias; - nitrificação inibida - a matéria orgânica acumulada é de reação ácida, que inibe a

atividade microbiológica e preserva o carbono e o nitrogênio; - rizosfera - a síntese do húmus ocorre na rizosfera; - aeração restrita - preserva o húmus;

Figura 5.26 Efeitos da temperatura sobre os teores de matéria orgânica, minerais argilo-sos cristalinos e capacidade de troca cátions (CTC).

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73

- alta saturação por bases - há fixação de NH3 pela lignina. A precipitação pluvial tem na ação direta da água um solvente e hidrolisante, um oxidante fraco, um redutor e um agente erosivo e transportador. Desse modo o excesso de água causa a lixiviação de cátions básicos e a deficiência, a salinidade. Em regiões temperadas a frias com altas precipitações pluviais há aumento na matéria do solo, diminuição nos sais solúveis, desaparecimento de horizontes de acumulação e formação de horizontes Bs. Nas regiões tropicais úmidas, ao contrário, há aumento inicial de saturação por bases (até um certo limite), e após, predominam cátions ácidos (H+ e Al3+) como conseqüência da lixiviação dos cátions básicos. Ocorre ainda o aumento relativo de óxidos de alumínio e ferro) por causa da destruição das argilas silicatadas e conseqüente lixiviação da sílica (SiO2).

5.5.3 O fator material parental (material de origem)

O material de origem, na concepção de Jenny (1941), é definido como o fator de estado do sistema solo no tempozero de formação do solo, isto é, o estado físico do solo e suas propriedades químicas e mineralógicas associadas ao ponto inicial do efeito de um conjunto particular de outros fatores de formação (ambiente e posição na paisagem). Sob esse prisma, podemos ver que um solo prévio ou uma massa de rocha previamente intemperizada (saprólito), pode ser considerado "material de origem" de outro solo.

5.5.3.1 Classificação dos materiais parentais

As abordagens pioneiras para levantamento e classificação do solo baseavam-se amplamente em interpretações do material parental do solo porque o solo era visto como uma rocha desintegrada misturada com matéria orgânica decadente (Simonson, 1959). Termos como “solos de granito” e solos de löess eram comuns. Essa ênfase dada ao material parental em parte era por mera necessidade, uma vez que os processos pedogenéticos ainda eram ainda muito pouco entendidos. Na medida em que mais temos apreendido sobre solos, entretanto, percebemos que aqueles solos formados em material parental similar têm essa ínica coisa em comum, mas ainda podem variar consideravelmente no espaço e no tempo. Hoje em dia, entendendo que o material parental de solo passa por um longo caminho através do conhecimento do seu estado inicial, ou condição de tempozero, e essa informação fornece certos limites acerca da evolução do solo. Embora raramente se use um tipo de material parental como um nome modificador do solo, o seu conhecimento continua a ser importante. Por essa razão classificamos os materiais parentais de solos como regolitos e saprólitos. Todos os materiais inconsolidados sobrejacentes ao leito rochoso são chamados de regolitos, que podem ser tanto residuais (formados in loco) quanto ter sido transportados por algum vetor sueperficial (água, gravidade ou vento). Entretanto, muitas vezes é impossível saber se o resíduo não foi transportado de ou para algum ponto no passado. A espessura da cobertura residual em um declive é muitas vezes função da interação entre os processos de intemperismo que a produzem e os processos de transporte que a erodem e carregam. Em declives com espessas acumulações, as taxas de intemperismo excedem as taxas de transporte e o declive é dito como limitado pelo transporte. Em outros declives o resíduo é fino; esses declives podem ser limitados pelo intemperismo. Os termos não implicam que o processo seja rápido ou lento; referem-se somente ao balanço entre dois processos opostos (Schaetzl & Anderson, 2005). Regolito com um forte contato com o embasamento rochoso muitas vezes sugereque ele (o regolito) tem origem erosional e, ou, transportacional, pelo qual o contato foi erosionando e agudizado. Ao contrário, onde o regolito sobrejaz uma zona intemperizda espessa de rocha mole que mantém a estrutura geológica temos o saprólito, a possibilidade da origem puramente residual é reforçada. O saprólito in situ é uma rocha isovolumétrica e geoquímicamente intemperizada que ainda retém alguma da estrutura original da rocha, tais com estratos, veios

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ou diques. Ele contém tanto minerais primários quanto seus produtos de intemperismo (Hurst, 1977), é usualmente mole o bastante para que possa ser desintegrado com uma lâmina de pá afiada ou canivete. Na maioria dos casos, saprólitos espessos implicam em intemperismo profundo dominado por processos químicos ao invés de físicos. Muitas vezes a fronteira entre o saprólito e o perfil do solo é gradual: os processos de intemperismo dominam no saprólito, ao passo que processos pedológicos dominam no perfil do solo. O intemperismo da rocha hospedeira é chamado de saprolitização ou arenização: a desintegração física da rocha hospedeira, induzida pelo intemperismo químico de alguns minerais intemperizáveis (Eswaran & Bin, 1978b). A saprolitização aumenta a porosidade, promovendo os processos que a seguir quebram a rocha, bem como a expansão-contração (Frazier & Graham, 2000). O saprólito é melhor expresso e o mais espesso em surperfícies velhas, levemente declivosas e limitadas pelo transporte. Por isso, o saprólito é usualmente o mais espesso em embasamentos rochosos estáveis de terras altas, com declives suaves.

5.5.3.2 Formação de saprólitos em trópicos úmidos

A principal diferença entre a saprolitização nos trópicos úmidos e outros locais está na maior intensidade de formação, nos tipos de minerais afetados pelo intemperismo e nas diferentes mobilidades de íons por ele afetados. Dados o intenso calor, a água disponível (no mínimo durante partes do ano) e a avançada idade das paisagens, materiais parentais residuais são altamente intemperizados e subjacentes a espesso saprólito. Nesse ambiente de saprolitização, o intempersimo é deveras intenso, deixando muitos solos com alta proporção de materiais resistentes e íons como Ti, Zr e vários sequióxidos e hidroxióxidos metálicos, mormente como agila fina. Os cátions básicos e a sílica são translocados para fora do perfil, deixando grandes quantidades de Fe e Al livres: o que ocorre com esses elementos, impacta fortemente a evolução desses solos. Alguns permanecem nos solos como nódulos, concreções e crostas, enquanto outros podem ser transportados lateralmente para áreas mais profundas nas bases dos declives, onde podem formar crostas ferruginosas massivas. A caulinita, a gibbsita e outros sesquióxidos são geralmente tidos como produtos finais, sendo a gibbsita o último dos produtos finais. A última é mais comum em solos secos e quentes, mas é ausente em ambiente com lençol freático elevado, porque aí não consegue cristalizar. Para haver grande concentração de Al às expensas do Fe, dois fatores também precisam ocorrer: 1) a rocha parental deve ser pobre em ferro, como nas vulcânicas básicas e filitos; e 2) o local precisa ter alta produtividade biótica, de forma que o Fe seja complexado por ácidos orgânicos e removido do sistema. A dessilicação também que ser um processo forte a fim de concentrar o alumínio até o ponto que seja considerada bauxita. Nos trópicos os saprólitos podem exceder de 100 m em espessura (Aleva, 1983), dependendo, dentre vários fatores, da idade e da estabilidade da superfície, tipo de rocha, localização da paisagem e do clima. Em muitas rochas básicas e ultrabásicas, podem não existir uma zona saprolítica real, já que a base do solo repousa diretamente sobre a rocha ou numa fina crosta de intemperismo (Estados Unidos, Soil Survey Stuff, 1999).

5.5.3.2.1 Efeitos dos tipos de rocha no resíduo

O caráter (mineralogia, textura, porosidade, etc.) largamente determina a natureza do resíduo. Em muitas ocasiões, essa relação é óbvia e intuitiva. Os arenitos irão produzir resíduo poroso; folhelhos produzirão resíduo argiloso. O quartzo é tão difícil de intemperizar, de modo que produz pouco resíduo e solos em quartzito tendem a ser rasos. A esmectita pode formar-se de rochas ácidas, ricas em magnésio e sódio, se os clima não for suficientmente úmido. Rochas básicas, como basalto, diorito e gabro, intemperizam até um resíduo escuro, rico em argila, que inicialmente tem pH alto. Os solos formados nesse tipo de resíduo tendem a ser mais férteis e “balanceados” em cátions básicos do que em rochas ácidas. Rochas ultramáficas, tal como o

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peridotito, que são muito altos em Mg e Fee baixos em Al, potássio, cálcio e sódio, produzem resíduo siltoo e argiloso. A seguir, apresentamos alguns tipos típicos de resíduos que não desenvolvem seqüências espessas de saprólitos:

- Resíduos de rochas silicatadas cristalinas – essas rochas formam-se nas profundezas da crosta de Terra, onde o resfriamento lento permite a formação e o desenvolvimento de cristais grandes de minerais · O granito e o granito gnaisse, são rochas de granulação grosseira. O quartzo é um

mineral comum nessas rochas, e por ocorrer em primeiro lugar o intemperismo físico, resulta em resíduo arenoso e cascalhento, com status de cátions baixo e baixa reserva de nutrientes;

· o gnaisse e xisto (equivalentes metamórficos do granito), muitas vezes têm grandes quantidades de mica. O saprólito tende a ser siltoso, mas de textura grosseira e mais permeável que os resíduos de outras rochas metamórficas. A ilita e a vermiculita podem ser os minerais de argila mais comuns no saprólito;

· o resíduo da clorita-xisto pode ser mais argiloso, com altas quantidades de magnésio e talvez esmectita.

- Resíduos de rochas cristalinas ricas em bases – são rochas subsilícicas, como: · basalto, diabásio, dolerita e gabro e metagabro, ricas em cátions básicos,

especialmente Fe e Mg; · outras rochas: andesitos, dioritos e gnaisses hornblenda; são dominadas por

minerais ferromagnesianos, como anfibólios, piroxênios, biotita, olivina e clorita. A hornblenda pode compreender uma parte significativa da fração areia do horizonte C, mas no solum a hornblenda já foi intemperizada. Os feldspatos de plagioclaso nessas rochas ricos em cálcio;

· rochas ultramáficas são caracterizadas pelo baixo conteúdo de sílica (<40%) e teores relativamentes altos de magnésio, ferro, cromo e cromo. As rochas mais comuns são o peridotito e as serpentinitas, ambas ricas na argila 1:1 serpentinita. Os solos formados das rochas ultramáficas são ricas em Mg, Fe, Ni e Cr, e pobres em Ca, Al, K e Na; quartzo, feldspato e mica são minerais raros. Os solos formados tendem a ser raros e com vegetação rala, por do causa do desbalanço de nutrientes.

- Resíduos de rochas sedimentares – na maior parte, o resíduo formado de rochas sedimentares clásticas é texturalmente semelhante às partículas clásticas dentro da rocha: arenitos (> 60% de quartzo) intemperizam até um sedimento arenoso. · Em sedimentos facilmente intemperizáveis, como os folhelhos, o intemperismo é

dominado pela caulinita, tendendo a formar solos cauliníticos muito acídicos. Outros folhelhos, ricos em carbonatos e bases, com argilas ilita e esmectitas. Assim, um solo formado de um folhelho ácido será muito diferente de um formado de folhelho calcário. Os processos pedogênicos de intemperismo, lixiviação, etc. podem iniciar mais cedo em resíduo ácido, proporcionado sola mais espessos, com formação de mais argila e translocação;

· Dentro da família dos sedimentos carbonáceos, o intemperismo químico (carbonatação e hidrólise) predomina sobre os processos físicos. A oxidação do Fe, especialmente sulfitos como a pirita, se presente na rocha parental, pode acelerar a dissolução de carbonatos. A pedra calcária é mais solúvel que a dolomita, mas ambos produzem pouco resíduo, que pode estar abaixo de 1%.

- Materiais parentais orgânicos – Os materiais orgânicos de solos ocorrem em vários estágios de decomposição (Malterer et al., 1992). O grau de decomposição depende

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de inúmeros, tais como: 1) suprimento de oxigênio, 2) química da água, especialmente o pH, 3) temperatura, 4) biodegradabilidade da matéria vegetal, 5) atividade da fauna, 6) tempo de decomposição. · Os materiais orgânicos liberados da vegetação acumulam mais rapidamente do

que se decompõe onde as taxas de decomposição são lentas e onde não podem ser misturados com a matéria mineral.

· Ao longo do tempo, os materiais orgânicos podem continuar acumulando ou se decompor quando mudam as condições. A última condição é mais provável de ocorrer em climas ímidos e quentes e secam quando abaixa o lençol freático.

- Materiais parentais transportados Pelo mundo afora, mais materiais parentais são transportados ao invés de residuais. Os materiais parentais transportados tiveram seu caráter alterado desde a sua origem, podendo alguns ser intimamente misturados, enquanto outros discriminados por tamanho de partículas e, ou, mineralogia. Suas origens podem ser entendidas por estudos de sedimentologia, mineralogia e geomorfologia. Por exemplos, areias eólicas são tipicamente encontradas em dunas; o alúvio tende a ser estratificado, com grandes variações no tamanho.

· Materiais transportados em cursos de água são chamados de alúvio – a maioria dos alúvios são dentros dos cursos dos canais, em planícies de inundação, em deltas e leques aluviais;

· o transporte de sedimentos pela água é primeiramente uma função do tamanho do sedimento e da energia (velocidade) do cuso, embora outros fatores, como a viscosidade da água e a turbulência também sejam importantes;

· depósitos lacustres podem ser altamente variáveis na textura · Os materiais transportados pelo vento são os chamados ventifactos – dependem,

essencialmente, da velocidade do vento e do tamnho dos graõs. Destacam-se os depósitos eólicos chamados de löess, atingindo grandes dos Estados Unidos da América, da Argentina, da China, da Rússia e do Norte da África. Geralmente são de elevada fertilidade natural.

- Materiais parentais vulcânicos São materiais piroclásticos classificados, em primeiro lugar por tamanho e conteúdo elementar. São materiais vítreos e amorfos,chamados de tephra, ou seja, depósitos de cinzas, sobre os quais se desenvolveram solos únicos, chamados no ‘Soil Taxonomy’ de Andosols (do japonês: an – escuro; do – solo

· Tamanho – poeira (< 64 mm); cinza (64 mm – 2 mm); lapilli (2 mm – 64 mm); e blocos e bombas (> 64 mm). Escórias e pomes são termos mal definidos para fragmentos vítreos e vesiculares;

· Conteúdo elementar – são depósitos vulcânicos acídicos, ricos em Al e Si, que sofrem intemperismo muito rápido, e na pedogênese da tephra silícica ocorre a complexação dos cátions pela matéria orgânica, formando horizonte A muito espesso e escuro nos solos.

- Materiais tranportados pelo gelo São os materiais transportados tanto pelo gelo sólido, quanto pela água. Os sedimentos glaciais variam de materiais não selecionados até argilas e siltes lacustres estratificados. Os materiais transportados pelo gelo são chamados de till, com os mais variados tamanhos. Geralmente, os solos são pouco desenvolvidos, encontrando-se associados a muitos paleossolos de ambientes outrora glaciais.

- Materiais tansportados por gravidade

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Rebaixamentos, escorregamentos e rastejamento de solo, são todos resultantes da influência da gravidade sobre o regolito. O material movido ladeira abaixo, inicialmente sob a influência da gravidade, é chamado de colúvio. Se o movimento for restrito ao fluxo canalizado, a denominação alúvio é melhor. O colúvio que foi retrabalhado pela água é chamado de co-alúvio. Os tamanhos dos materiais coluviais variam desde materiais de textura fina até de cascalhos e matacões, e esta variação pode ocorrer tanto nas dimensões verticais e laterais. A falha de declive ocorre porque a tensão de cisalhamento do material é comprometida ou porque as tensões de cisalhamento se tornam muito grandes. A tensão de cisalhamento ocorre na medida aumenta em que a encosta é sobrecarregada de neve pesada e molhada, ou por tensões tectônicas e falhamento. Entrecortando o vale por rios, juntando os materiais parentais, o desmatamento e as condições de solo saturado, após eventos de chuvas prolongadas, todos agem para enfraquecer a coesividade (resistência ao cisalhamento do solo ou sedimento e iniciar o falha) (Graham et al., 1990a). Outras situações onde a falha de encostas é comum ncluem solos rasos sobre leito de rocha, áreas de convergência de fluxo de subsuperfície e a presença de vegetação de raízes rasas ou a perda e, ou, falta de vegetação e de camadas impermeáveis dentro de 1 a 3 m. Dois fatores que mais contribuem para a instabilidade de encostas e relacionados à espessura do colúvio são o gradiente da encosta e a ausência de vegetação. Encostras íngremes com vegetação mínima são as mais sujeitas à falha e o efeito do gradiente da encosta é óbvio, pois a vegetação é capaz de aprisionar o colúvio e ou reter os nateriais do colúvio. A maioria das áreas de falhamento rápido e intenso têm zonas de iniciação – muitas vezes áreas rochosas, rasas e íngremes –, zonas de escorrimento – vales onde o colúvio se move rapidamente encostas abaixo –, e zonas de deposição – onde o material repousa. Solos coluviais são mais comuns nas partes inferiores das encostas e os colúvios e solos coluviais tendem a ser mais espessos no baixo gradiente, zonas de deposição nas bases das encostas, nas depressões e nos finais de pequenos vales, e mais finos nos pontos íngremes do terreno.

– Descontinuidades litológicas nos materiais parentais de solos As descontinidades ou quebras litológicas representm zonas de mudança na litologia do material parental, fornecendo importantes informações acerca da gênese do solo. Podem ocorrer por duas vias: a geológica-sedimentolóica e a pedológica.

Uma descontinuidade litológica-geológica é a manifestação física de: 1) quebra e, ou, mudança na sedimentação, ou 2) uma superfície de erosão. A interrupção na sedimentação pode envolver um período de não-deposição, com um provável paleossolo desenvolvido no ponto de ruptura, ou período de erosão. De modo similar, pode envolver uma mudança no sistema de sedimentação, como a partir de deposição de areias pela água corrente para a deposição de siltes pelo vento (Soil Science Society of America, 1997).

Descontinuidades formadas pedologiamente envolvem processos que selecionam sedimentos próximos à superfície. Duas ou mais camadas são formadas dentro do solum, talvez com as descontinuidades próximas à profundidade, junto à qual a influência processo de seleção superficial (erosão por salpico, bioturbação, p. ex.) diminui. As descontinuidades pedológicas apresentam mudanças mais graduais do que as formadas geologicamente. Em regiões tropicais, onde as linhas de pedras e descontinuidades existem em solos de paisagens antigas, têm auxiliado na detecção e compreensão de sistemas geomórficos de solos e a sua evolução (Paton et al.,1995).

A importância pedogênica das descontinuidades é verificada onde materiais finos sobrejazem camadas de materiais grosseiros, afetando dramaticamente os processos de eluviação-iluviação, por causa do aumento nas tensões hidráulicas no material mais fino superior. O fluxo não saturado não consegue entrar na camada inferior de areia de textura grosseira até que esteja próxima da saturação. Quando a água “irrompe” pelo contato, move-se muitas vezes rapidamente através do material abaixo por fluxo preferencial (finger flow),

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aumentando significativamente a morfologia e a horizonação do solo. Onde materiais mais grosseiros sobrejazem sedimentos de textura fina, a água infiltrante

é “puxada” para dentro do material abaixo, e novamente, a deposição é afetada. Em situações onde o solo é saturado, o fluxo de água é novamente impactado pelos materiais mais finos abaixo dos sedimentos mais grosseiros, e a água pode estagnar na descontinuidade.

5.5.4 O fator relevo

O fator relevo carrega consigo uma série de subfatores, dentre os quais Jenny (1941, 1948) destacou os efeitos do declive (encosta) e do lençol freático. Relacionados ao lençol freático têm-se os subfatores umidade do solo, grau de oxidação dentro da água subterrânea, e as diferenças de vegetação (Daniels & Buol, 1992).

– Aspecto e desenvolvimento do solo – o aspecto é a direção do compasso para a qual uma encosta se inclina – é um subfator do relevo, que impacta os solos indiretamente, por meio do seu efeito no microclima (Franzmeier et al., 1969; Hunckler & Schaetzl, 1997). Entretanto, exatamente como esse efeito do microclima se manifesta, varia grandmente de paisagem para paisagem. O ângulo de incidência do solo varia de um aspecto de encosta para outra, devido às diferenças na topografia local e o subseqüente sombreamento parcial da paisagem. As latitudes equatoriais são literalmente não afetadas pelo fenômeno do sombreamento, porque a radiação solar é recebida de ângulos tanto do sul quanto do norte do zênite celeste durante o ano todo. Em outras latitudes, este é um subfator muito importante para o desenvolvimento do solo, porque o ângulo solar é menor e o solo sempre está em um hemisfério. Em altas latitudes o sol de verão circunscreve quase um círculo no firmamento muitas encostas viradas para o norte retém a neve por muito mais tempo na primavera8.

Dentro do fator relevo também estão incluídos os conceitos de elevação (importante em regiões montanhosas) e de gradiente da encosta ou declividade, considerando-se a curvatura de encosta tridimensional da superfície, pois algumas encostas são concentradoras de água, enquanto outras são divergentes. A variabilidade do solo através de curtas distâncias é usualmente melhor explicada pelo fator relevo. Dentro de poucos metros horizontalmente os solos podem ser radicalmente diferentes devido a lençóis freáticos mais altos ou mais baixos, sendo locados em sítios erodíveis de encostas íngremes, ou em sítios cumulativos na base da encosta, onde os sedimentos acumulam, originados da encosta superior. A retratação de toposeqüências pode tomar muitas formas, embora o mais útil é talvez o tipo onde as variações na morfologia e na química são retratadas ao longo delas.

5.5.4.1 Relevo e paisagem

Na obra de Jenny (1941) não se encontram definições de relevo e topografia, sendo ambos os termos usados como sinônimos. O 'Soil Survey Staff' (Estados Unidos, USDA, 1951) considerou o relevo como as elevações e irregularidades da superfície da terra, consideradas coletivamente e a topografia como sendo aquelas feições mostradas em um mapa topográfico.

De um modo genérico define-se o relevo como a conformação da superfície terrestre, sobre a qual se desenvolve o solo através das ações diretas de absorção e retenção de água, e-rosão (geológica e acelerada) e movimentação dos materiais em solução e suspensão e indiretas sobre a temperatura e a radiação. De um modo ou de outro, o relevo é tanto fator de formação quanto de destruição do solo. Dentro de regiões geográficas específicas, algumas propriedades do solo relacionam-se ao relevo: 1) profundidade do solum; 2) espessura e quantidade de

8 No hemisfério sul a situação é a oposta.

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matéria orgânica do horizonte A. 3) umidade relativa do perfil; 4) cor do perfil; 5) grau de diferenciação dos horizontes; 6) reação do solo; 7) conteúdo de sais solúveis; 8) temperatura; 9) caráter do material inicial; 10) tipo e grau de desenvolvimento de "pans" (Buol et al., 1980). Entretanto, não se podem estabelecer generalizações a respeito de feições morfológicas específicas de uma região fisiográfica para outra, pois a variação da topografia origina seqüên-cias de perfis de solos geneticamente ligados entre si, mas que são diferenciados por caracterís-ticas morfológicas. Algumas relações podem ser estabelecidas:

a) Em relevos pouco movimentados há grande movimentação de água para dentro do perfil e os solos formados são, via de regra, bastante profundos (veja figura 5.28a);

b) em relevos acidentados a enxurrada (run-off) é mais pronunciada e os solos forma-dos são mais rasos (veja Figura 5.28b);

(a) Relevo pouco movimentado

(b) Relevo acidentado

(c) Relevo deprimido

(d) Profundidade do solum

Figura 5.28 Relações entre relevo, água e tipos de solos: a) relevo pouco movimentado – solos

zonais; b) relevo acidentado – solos mais rasos; c) relevo deprimido – solos hi-dromórficos; d) profundidade do solum.

Solos zonais

Erosão ® ® solos mais rasos

Solos hidromórficos

Solos bem drenados

Deposiçãoo Diferenciação

nítida no perfil

pH alto

Solos rasos

Diferenciação no perfil é retardada pela deposição

mais profundo

pH mais baixo

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c) a profundidade do solum e a diferenciação dos horizontes no perfil também são di-ferentemente influenciados pela sua posição na paisagem. Na parte mais alta a dife-renciação do perfil é bem mais nítida; na encosta os solos são rasos (solos jovens). Na baixada encontram-se solos mais profundos, porém com diferenciação pouco ní-tida do perfil, que é retardada pela contínua deposição de materiais na parte superior das encostas (Figura 5.28d.);

d) a espessura e os teores de matéria orgânica no perfil também são relacionados ao re-levo. A razão principal é o baixo índice de decomposição dos compostos orgânicos, em virtude da ausência de oxigênio nas baixadas ou ainda por causa da contínua e-rosão das superfícies com maior declividade.

Em relevos complexos as paisagens (Figura 5.29) possuem os seguintes elementos: crista (cimeira – summit); ombro ou ombreira (shoulder); escarpa (fall face), declive retilíneo ou meia-encosnta retilínea (backslope); pedimento (footslope), sopé (toe-slope) e aluvião.

– A crista, cimeira, interflúvio (summit – zona 0) é considerada a zona de remoção e transporte de materiais; na escarpa (zona I) formam-se solos eluviais, que mantém estreita relação com o material de origem, pois não são influenciados pelo transporte de partículas minerais da circunvizinhança, sofrendo maior influência das características mineralógicas, físicas e químicas da rocha matriz. Os solos formados são chamados de alotóctones;

- Cabeceiras (headslope) e meia-encosta (side slope) - no pedimento colúvial (footslope – zona II) encontram-se os solos coluviais ou

colúvios, apresentando-se em diferentes condições de formação. Originam-se da mistura de partículas transportadas das partes mais elevadas com fragmentos de rochas subjacentes, cuja origem pode ser completamente diferente. Via de regra, o solo formado é composto de materiais grosseiros, devido aos processos de in-temperismo e de transporte a que está sendo submetido;

- no sopé (toe-slope) formam-se os solos iluviais, que, via de regra, sofrem

O – Crista ® Zona de remoção e transporte de materiais (solos eluviais) I – Escarpa ® Zona de passagem (solos eluviais) II – Pedimento ® Zona de material subjacente + material transportado (solos coluviais) III - Declive "Toe-Slope" ® solos iluviais IV – Aluvião ® Zona de acumulação (solos aluviais)

Figura 5.29. Formas de relevos compostos, conforme modelos de Penck (1953), de King (1962) e de Ruhe (1969a), relacionados com seqüências de perfis de solos gene-ticamente interligados.

Zona de exportação Zona de passagem Zona de Acúmulo O I II

III IV

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transformações mais intensas. Geralmente representam a parte central de extensas baixadas, onde o solo adquire características próprias, afastando-se completamente das rochas que lhe deram origem;

- nos alúvios formam-se solos aluviais, cujos materiais de origem são provenientes da acumulação progressiva de materiais das encostas superiores da paisagem e adjacências (bacia hidrográfica), o que retarda o desenvolvimento do perfil do solo. Os solos coluviais que são mais ou menos transportados, assim como os iluviais e aluviais, são chamados de alotóctones.Uma das mais evidentes relações entre o relevo e as propriedades do solo ocorre em regiões úmidas, onde os solos em relevo quase plano tendem a ter sola mais espessos do que nos declives. Isso pode ser atribuído tanto à baixa "erosão geológica" quanto à falta de água de percolação e enxurradas nos declives. Northon & Smith (1930) verificaram que a profundidade do solum varia com a profundidade de forma parabólica e não linear. O relevo, visto como fator de erosão ou destruição do solo (Figura 5.30), conforme modelo de Ellis (1949).

A erosão sempre tende a "decapitar" perfis de solos nas encostas, enquanto que nas partes planas a infiltração da água concorre para a nítida diferenciação dos horizontes. Milne (1936) foi um dos primeiros cientistas de solo a ressaltar a importância da declividade na formação do solo, após inúmeros trabalhos realizados na África Ocidental inglesa onde es-tabeleceu a necessidade do estudo de catenas topográficas de solos, isto é, segundo uma seqüência de perfis desde o alto dos morros até as baixadas. 5.5.5 O fator tempo

A formação do solo é um processo extremamente lento, necessitando de milhares de anos (quaternário - holoceno e pleistoceno) até cerca de 2 milhões de anos (terciário). Como o tempo geológico é muito maior do que a expectativa de vida do ser humano individual, não se podem fazer afirmações categóricas acerca dos vários estágios de desenvolvimento dos solos. Uma complicação adicional é introduzida pelas mudanças periódicas de clima e vegetação, que muitas vezes refletem as rotas da formação do solo em uma ou outra direção. Por isso, tudo o que é dito acerca do tempo como fator de formação do solo em parte é especulação e em parte dedução, usando evidências indiretas de dados da botânica, da zoologia, da geologia e da geo-morfologia (Fitzpatrick, 1980). Os dados botânicos são usados na forma de análise de pólen (palinologia) de turfas e

Figura 5.30. Efeitos da erosão na destruição e construção de perfis de solo (Ellis, 1949).

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algumas vezes de solos. Os dados zoológicos e geológicos provêm das fósseis soterrados que existiram em um determinado período. Em inúmeros casos algum tipo de datação absoluta tais como 14C tem sido usados para estabelecer a idade do solo. Todavia, nem todos os solos se desenvolveram ou estão se desenvolvendo no mesmo período de tempo. A maioria dos solos iniciou o desenvolvimento durante os últimos 100 milhões de anos. Alguns horizontes diferenciam-se bem antes dos outros, especialmente aqueles na su-perfície, que podem levar apenas algumas décadas para formar-se em depósitos inconsolidados. Os horizontes intermediários diferenciam-se com mais vagar, particularmente quando uma con-siderável quantidade de material translocado é necessária, podendo nesses casos levar de 4000 a 5000 anos para se desenvolver. Alguns outros horizontes necessitam de períodos até ainda mais longos: o intemperismo de uma rocha para um Latossolo pode levar até mais de 1 milhão de anos. As evidências que sustentam essa afirmação são que os solos lateríticos (ferralíticos) se encontram somente em superfícies antigas, que foram expostas ao intemperismo desde, no mí-nimo, o Período Terciário. Inicialmente os pedólogos tendiam a interpretar grande parte das feições de solos como o resultado da interação das condições ambientais dominantes no tempo em que os exames de perfis eram feitos. Todavia, logo ficou evidente que a maioria dos locais experimentou uma sucessão de diferentes climas, que induziram e ainda estão induzindo mudanças na vegetação e na gênese dos solos. Por isso, muitos solos não foram desenvolvidos por um único processo, mas sofreram sucessivas ondas de pedogênese. Em muitos casos desenvolveram-se tão fortemente certas propriedades, que estas ainda são evidentes milhares e até milhões de anos após. O resultado é que esses solos tiveram várias seqüências de desenvolvimento, que se manifestam não apenas os fatores e processos de formação do presente, mas também um número variado de fases precedentes. Devido às dificuldades inerentes acima apontadas, a datação absoluta dos solos é uma tarefa formidável e complicada. Por isso, a idade dos solos é dada pelo grau de desenvolvimento do perfil, isto é, pelo grau de maturidade do solo.

5.5.5.1 Relações solo-tempo

Umas das seqüências mais comuns derivadas da equação de fator de estado é a cronoseqüência. Numa cronoseqüência, uma série de solos de idade variável são examinados, fornecendo informação valiosa acerca do desenvolvimento do solo, particularmente dos estágios de desenvolvimento pelos quais os solos podem passar. Crítica ao desenvolvimento de uma cronosseqüência é a noção de tempozero, ou seja, o tempo quando a formação do solo começa. Para muitos solos, isso pode ser assegurado com razoável certeza, isto é, aqueles se desenvolvendo em cinzas vulcânicas do Holocênio médio. Para outros, como um velho platô nos trópicos úmidos, pode ser aceitável especular a respeito da magnitude da idade (em anos). Entretanto, o que causa confundimento em tudo isto é a noção de que muitos solos são poligenéticos. Em outros casos, o desenvolvimento pode ser bloqueado em um certo momento no tempo por um evento de erosão ou de enterro, “ressetando” o relógio e forçando um novo tempozero (Mausbach et al., 1982). Assim, a acurácea de uma cronosseqüência sempre esta à mercê da acurácea e da disponibilidade da informação acerca das idades dos solos e superfícies que se formaram. Apesar de todas as potenciais complicações, as cronofunções são valiosas para determinar os índices de desenvolvimento do solo e em como esses índices variam ao longo do tempo, bem como os intervalos absolutos de tempo necessários para certas feições pedológicas ou características se desenvolverem (Schaetzl & Anderson, 2005). Dessa forma, nas relações solo-tempo são contrapostas duas teorias: o atualismo e o catastrofismo. Na primeira teoria, os solos são consideradas a chave para a explicação do passado, enquanto na segunda algum evento repentino interrompe um determinado ciclo de desenvolvimento do solo. Desse modo, as mudanças progressivas nos solos são conhecidas como evolução do solo. Quando as mudan-

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ças são produzidas por mudanças internas fala-se de evolução endógena e aquelas produzidas por variação dos fatores externos, de evolução exógena. Assim, a idade de um solo não é dada em valores absolutos, mas pelo estágio de desenvolvimento do solo (ou grau de maturidade ou de evolução do solo). Para tanto, é necessário conceituar o que é tempo zero. O tempozero é o ponto no tempo no qual é completado um evento pedologicamente catastrófico, iniciando-se um novo ciclo de desenvolvimento do solo. Podem ser causados por:

- mudança repentina na topografia da superfície da terra ou do lençol freático, que, por sua vez, pode ser causada por soerguimento geológico ou dobramento de massa da litosfera;

- rápida mudança de declives recorrentes, devido à erosão geológica (inconformidade topográfica de Thwaites, 1946);

- erosão acelerada (ou formação de terra), iniciada pelo homem.

5.5.5.2 Mutabilidade do tempozero

No caso mais simples, um material parental de solo é depositado ou exposto por erosão catastrófica, e o processo pedogênico começa imediatamente a “trabalhar” no material parental bruto: tempozero. Entretanto, raramente a pedogênese é tão simples (Johson, 1985), pois dois fatores complicadores podem ocorrer. Primeiro lugar, a erosão pode remover rápida ou lentamente o material, na medida em que o solo se forma nele, rebaixando a superfície inferior ao longo do tempo. Nessa situação, o limite inferior do solo/solum encontrará continuamente material parental fresco. Se o solo continha fragmentos grosseiros, a superfície pode tornar-se rica neles, formando-se linhas de pedra (carpetólitos ou stone lines). Nesse cenário, o conceito de tempozero possui utilidade restrita. Em segundo lugar, o solo pode receber ou lenta, ou estável ou intermitentemente, adições superficiais de material mineral fresco, agradando a superfície do solo (Johnson, 1985). Adições lentas de sedimento permitem o ajustamento dos processos do solo; eventualmente, o perfil do solo pode espessar-se pelo processo chamado de cumulização. A cumulização poder ser definida como adições eólicas, hidrólicas ou induzidas pelo homem, de partículas minerais. Na cumulização a superfície do perfil do solo gradualmente “cresce para cima”, na medida em que o sedimento é adicionado lentamente, e os novos sedimentos mais o perfil existente vêm a ser o material parental do “novo” solo. Dessa forma, os solos poligenéticos são aqueles que evoluíram ao longo de mais de uma rota pedogenética e, conseqüentemente, muitos passaram por mais de um tempozero. Por exemplo, quando um solo de região árida repentinamente passa para um clima mais úmido, a rota pedogenética de clima úmido usa o solo antigo como um novo material parental.

5.5.5.3 Estágios da evolução dos solos

Os estágios de evolução dos solos são avaliados de acordo com as seguintes abordagens: estágio relativo de desenvolvimento da paisagem; ciclos sucessivos de erosão; índices de formação de solos; análises de pólens (palinologia); de datação absoluta pelo 14C e da pedologia experimental. Pelos estágios de desenvolvimento relativo da paisagem (teoria de Davis, 1922 – que é um modelo teórico de evolução de uma paisagem, compreendendo a ju-ventude, a maturidade e a senilidade) –, tem-se os seguintes solos:

- solos jovens com horizontes tipo A-C, como os vertisols ou entisols; são con-siderados solos azonais. Os solos jovens incluem os solos intrazonais, onde o desenvolvimento do perfil é impedido pelo excesso de água, sais ou carbonatos;

- solos maturos com horizontes desenvolvidos, já em equilíbrio com o ambiente; - solos senis, com acumulações pedogênicas de materiais inertes, sequióxidos e mine-

rais pesados. Pela abordagem de ciclos sucessivos de erosão de Penck (1924) alguns possíveis

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destinos podem ser dados aos solos: - continuar indefinidamente como solos azonais, cujos perfis são continuamente

desgastados pelo processo de erosão, mostrando, assim, sempre características do material de origem;

- tornar-se um solo senil; - tornar-se material de origem de outro solo, devido a mudanças repentinas de clima

ou de bioma; - ser enterrado (paleossolo). No primeiro caso, o tempo deixa de ter importância, pois

o solo nunca se torna senil. No segundo caso, o tempo não é mais importante, após ter sido alcançado o estágio de senilidade. No terceiro caso, uma sucessão de solos pode refletir uma sucessão de plantas (Buol et al., 1980; Joffe, 1939). A ação conjunta de declive x idade x formas da terra x complexo associado ao intemperismo é muito intrincada por causa dos ciclos sucessivos de erosão.

Os índices de formação de solos são muito aceitos entre os pedólogos, para quem a evolução dos solos não se dá em termos de anos e centímetros, mas sim em função do grau de desenvolvimento dos horizontes, sola e perfis. Todavia, são evidentes as diferenças na formação dos solos a partir de rochas maciças e a partir de materiais inconsolidados. Vamos comentar vários exemplos:

- Alterações em muros de pedras – Fortaleza de Kamenetz na Ucrânia (1362-1699), conforme dados obtidos por Akimtzev, citado por Jenny (1941) (Tabela 5.14). Após cerca de 230 anos de abandono, formou-se sobre as muralhas de pedra calcária do siluriano um esboço de solo, com 30 cm de espessura. No entanto, existem dúvidas com referência às diferentes profundidades obtidas nas muralhas da fortaleza, pois pode ter havido deposição eólica. Em 1930, esse material foi analisado por Akimtzev, verificando semelhanças entre o "solo" da muralha e os solos das circunvizinhanças, também derivado do mesmo calcário;

- alterações em cinzas vulcânicas com deposições de 100 cm de espessura - a intemperização quase que completa se deu em cerca de 3.000 anos em El Salvador. Outro exemplo clássico são os solos originados do vulcão Krakatoa (entre Java e Sumatra), cujas cinzas encobriram uma vasta área da Ilha de Lang-Eiland em 1883. Após 45 anos já havia se formado um solo com 35 cm de espessura, 0,45% de maté-ria orgânica e 0,045 de nitrogênio (Jenny, 1941; Joffe, 1949). Hardy (1959) verificou que após a última erupção vulcânica em São Vicente (Antilhas inglesas), a uma altitude de 600 m, já mostrava uma camada de solo com 0,45% de matéria orgânica e 0,035 % de nitrogênio;

Tabela 5.14. Composição do solo da muralha e da circunvizinhança da fortaleza de Kamenetz (1362-1699).

Material Prof. do solo Húmus Argila CaCO3 Ca trocável pH (cm) ------------------------ % ------------------------ Solo da Fortaleza 10-40 3,5 50-60 5,0 0,85 7,7 Solo da vizinhança 80 3,8 53 5,0 0,89 7,6

- alterações em rochas cristalinas - na Costa do Marfim, Leneuf & Aubert (1961) estimaram que a completa intemperização de 1 m3 de granito pode levar de 22.000 a 77.000 anos.

A datação absoluta da idade dos solos é uma tarefa extremamente difícil e com resultados nem sempre confiáveis. Os mais usados são o método da contagem de anéis de árvores e o método do 14C, radionuclídeo produzido pelo bombardeamento do nitrogênio (14N). O 14C combina-se normalmente com o oxigênio, formando CO2, que é absorvido pelas plantas durante a fotossíntese. O decaimento radioativo do 14C após a morte das plantas ou animais que

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as ingeriram e a metade de radioatividade específica é perdida após um determinado tempo, conhecido como meia-vida. Cálculos diversos dão como valores da meia-vida do 14C de 5730 ± 40 anos. Buol (1965) verificou a datação por 14C do carbono carbonato em camadas de caliche em um solo desértico vermelho (Argid). À profundidade de 100 cm, o carbono tinha a idade de 2.300 anos; a 150 cm, 9.800 anos; e a 213 cm, 32.000 anos. O autor concluiu que o caliche da camada superior é relacionado ao solo moderno e os caliches enterrados são relacionados aos regimes anteriores de solos. O método de datação por 14C é questionado por muitos autores para solos jovens; presta-se, entretanto, muito bem para a datação de solos orgânicos. A pedologia experimental (experimentos de laboratório) tem-se mostrado muito úteis na elucidação dos processos de formação do solo, tais como a eluviação, a formação de cutans, a intemperização da mica primária até minerais de argila e transformação de um tipo de argila para outra. Entretanto, existem dois inconvenientes significativos: a) operam de modo muito rápido; b) não informam como e quando os processos ocorrem em condições naturais de solos. A análise de pólen (palinologia) é uma prática de uso corrente nas ciências ambientais e a metodologia foi padronizada por Faegri & Iversen (1974). O pólen pode ser preservado pode ser muito bem preservado em solos ácidos por longos períodos e a distribuição dos vários tipos de pólens ajudam a reconstituir as mudanças de vegetações pretéritas. No entanto, as análises de pólen não podem ser usadas de forma direta para estudos de solos, como é o caso de solos de banhados e de turfas, pois a maioria do pólen de turfas foi transportado de áreas vizinhas. Em solos todo o tipo de pólen, e não somente o de árvores, é contado e representado. Assim, a predominância de pólen de espécies não arbóreas em determinado tipo de solo é um indicativo bastante seguro da ausência de árvores. Dimbleby (1961) mostrou que cerca de um terço das amostras de solos coletados continham camadas de solos velhas, mais ou menos perturbadas, enterradas sob depósitos de solos ou cascalhos. O pólen normalmente é abundante na superfície do solo, decrescendo rapidamente com a profundidade.

5.5.6 O fator organismos

Os organismos são considerados o fator mais ativo na formação do solo, em que se in-cluem os macroorganismos (plantas, animais e homem) e microorganismos (vegetais e animais primitivos). As plantas exercem ação pioneira no desenvolvimento dos solos, como mostra Polynov (1930), concluindo que a colonização sucessiva das rochas se dá na ordem líquens ® musgos ® gramíneas. Os líquens participam da intemperização das rochas pela grande capaci-dade de sobrevivência com baixos teores de nutrientes no solo (em formação) e de "extraí-los" das rochas, pois a relação Kr (SiO2/Al2O3) da fração coloidal do solo e das cinzas dos líquens é aproximadamente idêntica, da ordem de 1:3. Em cultura pura Müller & Förster (1963), citados por Crocker (1967), verificaram que a penicilina libera potássio dos feldspatos. A microfauna (animais primitivos – ácaros, colêmbolos, minhocas e insetos), segundo Stebaev (1963), citado por Crocker (1967), atuam principalmente na movimentação do solo. As plantas superiores atuam na formação dos solos, via povoamento sucessivos. Polynov (1948) notou que a mobilidade relativa da terra para o mar dos quatro elementos Na > K > Ca > Mg foi mudada pelo solo e pela biota para Ca > Na > Mg > K, pois, desde que apareceu no planeta Terra, a biosfera acumulou oxigênio na atmosfera, cálcio nos calcários fossilíferos e carbono em combustíveis fósseis. A sucessão evolucionária de coníferas, angiospermas e gramíneas tem significado de aumento na eficiência de biociclagem de fósforo e proteção do solo contra a erosão. Os efeitos evidentes das plantas superiores traduzem-se nas seguintes propriedades dos solos: matéria orgânica, pH, agregação, porosidade e densidade apa-rente (Joffe, 1949; Buol et al., 1980).

5.6 Gênese do solo e diferenciação do perfil

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Pédro (1983), tal como Simonson (1959), viu a evolução pedológica do solo como consistindo de dois tipos: 1) processos associados com o intemperismo de minerais primários, a liberação de vários elementos e suas possíveis recombinações para produzir compostos e estruturas novas e mais estáveis; e 2) processos relacionados ao arranjamento ou redistribuição destes constituintes do solos em horizontes. O intemperismo só pode formar horizontes reconhecíveis de solo. Por exemplos, horizontes Bw (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999) são fortmente intemperizados, ou horizontes reordenados que se formaram primariamente devido ao intemperismo. Pédro (1983) chamou este tipo de “pedogênese associativa sem transferência de plasma para a fase sólida”; os processos de pedogênese, primariamente de redistruição por natureza, o autor chamou-os de “pedogênese dissociativa com transferência de plasma para a fase sólida”. Muitos processos pedogênicos envolvem a mobilização e o transporte (e usalmente a deposição eventual dentro do perfil) de componentes do solo chamados de plasma. Componentes plásmicos como as espécies iônicas, compostos orgânicos, etc., são prontamente móveis dentro dos solos, enquanto as partes que permanecerem são chamadas de esqueleto (Pédro, 1983). Ao longo do tempo, até o esqueleto pode ser intemperizado.

5.6.1 Eluviação e iluviação

Pela abordagem de sistemas e processos de Simonson (1959) a formação dos horizontes do solo é atribuída às adições e remoções (subtrações) do sistema solo, bem como as transferências e translocações dentro dele. A maioria das transformações que afetam os solos envolvem o intemperismo de minerais primários e secundários. Uma sinopse de muiyos processos envolvido encontram-se na Tabela 5.15. A perda de material de um horizonte, em suspensão ou solução, é chamada de eluviação; a iluviação refere-se ao ganho de material por um horizonte, de um horizonte sobrejacente (iluviação vertical) ou de horizonte de encosta superior (iluviação lateral). Assim, a eluviação e a iluviação são dois processos conjugados. Um par conjugado de eluviação-eluviação comumente incluem aqueles envolvidos com argila, Fe, Al, húmus, carbonatos e sílica. A fim de possa ocorrer, considerado pelo arcabouço de Simonson (1959), envolve transferências horizontais e verticais. A força ou a intensidade de muitos processos eluviais-iluviais é avaliada pela determinação da quantidade real de material translocado, p.ex., argila ou carbonato, ou então, por avaliação semi-qualitativa baseadas nos revestimentos (coatings), cor ou outra variável facilmente medida. Um exemplo podem ser os revestimentos de ferro (hematita), que tornam o solo vermelho, ou revestimentos orgânicos de cor preta.

Tabela 5.15 Processos de formação de solos: uma sinopse (Schaetzl & Anderson, 2005).

Termo/processo Definição e algumas referências ao processo

Gênese do solo, pedogêncese

Processo superficial que auxilia na formação e, ou, destruição de um corpo de solo. Processos desenvolvendo durante e após o intemperismo, relacionadoao arranjamento e reorganização do plasma do solo e outros constituintes (Pédro, 1983). Processos progressivos e regressivos são incluídos.

Subconjuntos subsequenetes (Pédro, 1983):

Intemperismo in situ e pedogênese.

– Pedogênese associativa Pequena disrupção da estrutura do plasma ou do esqueleto – Pedogênese dissociativa Dissociação entre plasma e esqueleto. Translocação

Desenvolvimento do solo; formação do solo

Processos superficiais que auxiliam na formação dos, ou de outra forma, não destroem e nem enfraquecem, horizontes. Somente processos progressivos são incluídos

Evolução do solo O conceito que os solos mudam, progressiva ou regressivamente, e todas as combinações resultantes, em função do tempo (Johnson & Watson-Stegner, 1987)

Horizonização Processos envolvidos na formação e, ou, diferenciação do material parental em horizontes discretos do solo. Formação da anisotropia pedogênica (Johnson &

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Termo/processo Definição e algumas referências ao processo Watson-Stegner, 1987)

Haploidização Processos envolvidos na destruição ou mistura dos horizontes existentes no solo. Simplificação do perfil (Johnson & Watson-Stegner, 1987)

Eluviação Movimento em profundidade ou lateral para fora de uma porção do perfil do solo

Iluviação Movimento do material para dentro de um perfil de solo, usualmente dos horizontes sobrejacentes

Biociclagem; fotociclagem; ciclagem biogeoquímica

O movimento de íons do solo para a biosfera, via absorção pelas raízes, e de volta ao solo, pela formação de liteira, humificação. A ciclagem biogeoquímica envolve escalas maiores de ciclagem, incluindo a hidrosfera e a atmosfera

Lixiviação; empobrecimento; lixiviação de cátions básicos

Lavagem (eluviação) de materiais solúveis completamente para fora do solum

Descarbonatação Perda de carbonatos de um solo, usualmento por lixiviação Recarbonatação Adição de carbonatos a um solo previamente lixiviado, usualmente pelo

aumento da ciclagem de Ca e Mg, ou como adição como pó de calcário (Fuller et ., 1999)

Enriquecimento Termo geral para adições de material a um solo Erosão superficial; remoções de solo; empobrecimento superficial

Remoção de material da(s) camada(s) superficial(is) de um solo (Roose, 1980; Johnson, 1985)

Aluviação Perda de argila dos horizontes A e E por transporte lateral pela água (Jackson, 1965)

Crescimento (acumulação) Adições superficiais alóctones de materiais minerais ou orgânicos a um solo (Johnson, 1985)

Crescimento (acumulação) de desenvolvimento

Adições a um solo que são lentas o bastante para que a pedogênese avançar e incorporá-las para dentro do perfil (Johnson, 1985; Almond & Tonkin, 1999).

Crescimento (acumulção) retardante

Adições a um solo que são mais rápidas do que os processos pedogênicos podem assimilá-las, de forma que o solo, momentaneamente no mínimo, seja enterrado (Schaetzl & Sorenson, 1987)

Cumulização Superespessamento do horizonte A, causado quando o índice de adições sueprficiais excede o da assimilação pedogênica. A superfície do solo cresce para cima ( McFadden et al., 1987)

Gênese não cumulativa; tensão

O solo colapsa como materiais solúveis, p.ex., carbonatos são removidos. Inclui remoções de subsuperfície laterais e verticais através de pervecção, lessivage e lixiviação(Johnson, 1985; Chadwicck et al., 1990)

Afrouxamento; dilatação Aumento em volume dos vazios pela atividade das plantas, animais e humanos, congelamento-descongelamento ou outros processos físicos e por remoção de material por lixiviação

Endurecimento Decréscimo no volume de vazios (porosidade) por colapso e compactação, e por preenchimento dos vazios com terra fina, carbonatos, sílica e outros materiais

Aprofundamento do solo; aprofundamento do perfil

A lenta migração em profundidade do limite inferior do solo para dentro do material fresco, relativamente não intemperizado, abaixo (Johnson, 1985)

Descalcificação; acidificação Remoção de íons de cálcio ou CaCO3 de um ou mais horizontes do solo Calcificação; calcosialitização

Processos levando à acumulação de carbonato de cálcio secundário em solos (Schaetzl et al., 1996)

Lixiviação Termo geral para o movimento de sais solúveis dentro do solo (Duchaufour, 1982)

Salinização Acumulação de sais solúveis com sulfato e cloreto de cálcio, magnésio, sódio e potássio nos solos

Dessalinização; solonização;alcalização

Lixiviação de sais do solum superior para o solum inferior, resultando num perfil superior lixiviado acima de um horizonte Btn com estrutura colunar (Kellog, 1934)

Desalcalização; solodização Lixiviação de íons de sódio e de sais de (para fora de) horizontes nátricos (Pédro, 1983)

Podzolização; espodossolização

Migração de alumínio e matéria orgânica, com ou sem ferro de um solo, para o horizonte B, resultando na concentração relativa de sílica (isto é, silicação) em uma camada eluviada (Ugolini & Dahlgren, 1987). Veja também complexólise

Despodzolização Gradual desaparecimento da morfologia podzólica de um solo, usualmente por causa de uma mudança no clima ou vegetação que enfraquece ou interrompe o processo de podzoliação (Barret & Schaetzl, 1998).

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Termo/processo Definição e algumas referências ao processo Andissolização Processos operativos em solos que contêm uma grande proporção de materiais

vulcânicos como cinza. Semelhante à podzolização, em que a fração de terra fina dos solos chega a ser dominada por compostos amorfos

Latossolização Processos que levam à acumulação residual de sesquióxidos nos solos, na medida que os cátions básicos (em especial Ca, Mg, Na e, possivelmente, K) e a sílica são lixiviados, sob intemperismo de longo prazo, em clima quente e úmido. Há pouca migração ou translocação de Fe, como ocorre na laterização

Dessilicação; ferralitização; alitização; sialitização

Migração química da sílica para fora do solum, levando à concentração de sesquióxidos, com ou sem formação de ironstone (laterita; plintita endurecida) e concreções (Péédro, 1983)

Graus de dessilicação – Alitização Total dessilicação e desalcalização, formando gibbsita e hidrato férricos – Monosialitização Dessilicação parcial. Desalcalização total, formando pilossilicatos 1:1 e hidratos

férricos – Bissialitização Dessilicação parcial. Desalcalização parcial, formando pilossilicatos 1:1 e 2:1 Laterização Migração química de compostos de Fe para dentro e para fora do solo, levando à

formação de concentrações de Fe em sítios preferenciais. Muito do Fe provavelmente vem de fora do perfil

Silicificação Acumulação de sílica secundária, neoformada ou translocada para dentro de um solo ou horizonte de solo (Chadwick et al., 1987, 1989)

Lessivage; ilimerização; argiluviação

A migração mecânica de partículas de argila dos horizontes A e E para o B, produzindo horizontes Bt enriquecido em argila (Smith & Wilding, 1972)

Argilação; neoformação Formação da argila in situ (Alekseiev, 1983) Pervecção Migração mecânica de partículas de silte (incluindo algumas de argila) dos

horizontes A e E para o B (ou abaixo) de um solo (Bockheim & Ugolini, 1990) Colapso pelo próprio peso Processo pelo qual um solo úmido ou sedimento colapsa, aumentando a sua

densidade total e reduzindo o espaçco poroso (Bryant, 1989) Pedoturbação Mistura física e biológica, amassando e ciclando os materiais de solos (Johnson

et al., 1987) Pedoturbação proisotrópica Processos pedoturbativos regessivos, que rompem, misturam, destroem ou

previnem a formação de horizontes ou subhorizontes. Resulta na simplificação do perfil na inibição do desenvolvimento posteior de um horizonte (Johnson et al., 1987)

Pedoturbação proanisotrópica

Processos pedoturbativos progressivos que formam ou ajudam na formação de horizontes ou subhorizontes. Resulta em, ou pormove, crescente ordenação de perfil (Johnson et al., 1987)

Processos de pedoturbação - mistura e ciclagem por:

– Aeroturbação Gás, ar e vento – Antroturbação; antrosolização

Atividade humana (Short et al., 1986a,b)

– Aquaturbação Água – Argiloturbação;vertização Expansão e contração de argilas – Bombaturbação Explosões de bombas e mísseis – Crioturbação Congelmaneto e descongelamento, crescimento de cristais de gelo – Cristaloturbação Crescimento e perda de sais – Faunoturbação Animais (principalmente, cavoucadores) – Floroturbação Plantas (queda de folhas e crescimento de raízes) – Impactoturbação Cometas, meteoritos – Sismoturbação Tremores de terra Desintegração; intemperismo físico

Quebra física (intemperismo) de compostos minerais e orgânicos em partes menores, com pequena ou nenhuma mudança na compsição (Jackson, 1965)

Arenização Desintegração física de uma rocha induzida por intemperismo químico de alguns de seus minerais intemperizáveis (Eswaran & Bin, 1978b)

Decomposição; intemperismo químico

Quebra química de materiais minerais e orgânicos, com uma mudnaçca concomitante na composição e na estrutura

Síntese Formação de novas partículas de espécies minerais e orgânicas a partir de componentes iônicos (Jackson, 1965)

Principais rotas pedogênicas:

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Termo/processo Definição e algumas referências ao processo – Acidocomplexólise Fortes ataque e complexação ácida em minerais por ácidos orgânicos, afetando a

extração e eliminação de Al, Fe e cátions básicos do solo (ocorre na podzolização)

– Alcalinólise Forte ataque alcalino devido à presença dos carboantos de Na em solução, afetando a alumina e a sílica (ocorre na solodização)

– Xerólise Ataque em argilas por períodos alternados de secamento e umedecimento (veja ferrólise)

Formação de liteira Acumulação de liteira orgânica ma superfície do solo mineral (Hart et al., 1962) Humificação; maturação Lenta transformação de material orgânico cru em húmus altamento decomposto

(Malterer et al., 1992) Paludificação; paludização Processo dominante em solos molhados (encharcados), considerado por alguns

como geogênico ao invés de pedogênico, inlcuindo a acumulação de depósticos profundos (> 30 cm) de matéria orgânica, como nos Histosols (Histossolos)

Maturação Mudanças químicas, biológicas e físicas no material orgânico de solo, após a entrada do ar (oxigêncio) em material previamente encharcado. Usualmente é acompanhado de humificação

Mineralização Liberação de óxidos devido à decomposição da matéria orgânica Melanização Escurecimento de materiais minerais de cor clara e inconsolidados pela adição e

mistura de matéria orgânica e húmica (Schaetzl, 1991b) Leucinização Empalidecimento ou clareamento (na escala de cores de Munsell) de horizontes

de solos pela perda de húmus, por meio da transformação em claros ou por remoção (eluviação)

Braunificação; brunificação; rubificação; ferruginação; humossilitação

Liberação de ferro de minerais primários, seguidas da dispersão de partículas de óxido de ferro em quantidades crescentes. A sua oxidação progressiva ou hidratação empresta aos solos as cores brunadas, bruno-avermelhadas e vermelhas (Schwertmann & Taylor, 1989)

Gleização; hidromorfismo Redução química de ferro sob condições anaeróbicas (encharcadas), com a produção de cores verde-azuladas ou branco-acinzentadas na matriz do solo (Schlichting & Schwertmann, 1973)

Sulfitização; sulfitação; piritização

Processo de acumulação de sulfitos em solos e sedimentos, na medida em que as bactérias redutoras de sulfato mudan o SO4

2- na água e sedimentos em sulfito de ferro secundário (FeS) ou pirita (FeS2). Ocorre primariamente em solos molhados e anaeróbicos ao longo de zonas costeiras, onde existe uma fonte de enxofre (Fanning & Fanning, 1989)

Sulfuricação Oxidação de materiais geradores de sulfitos, que produz ácido sulfúrico, abaixa o pH e promove mais intemperismo (Fanning & Fanning, 1989)

Ferritização Processo pelo qual se dissolve o sulfato ferroso produzido na sulfuricação é oxidado, recisttralizado para formar ferrihidretoe sulfatos férricos

Quelação Processo químico no qual o ligante de um ácido orgânico reage (combina) com um cátion metálico. O íon é removido do mineral, tornando-se químicamente móvel no sistema do solo (Buurman & Reuuwijk, 1984)

Queluviação Combinação de quelação e eluviação;subprocesso dominante na podzolização Ferrólise; xerólise Processo no qual o Fe reduzido (na estação seca) desloca os cátions básicos nos

sítios de troca no mineral de argila. Os cátios básicos são então lixiviados ou movidos para fora lateralmente para o lençol freático combinando-se com os ânions HCO3

-. Durante a estação seca, o Fe é oxidado, produzindo os mosqueados vermelhos e H+ intercambiável. O H+ ataca a estrutura do mineral de argila e libera sílica (Mc Daniel et al., 2001)

Cloritização Subconjunto da ferrólise, no qual os cátions de Al3+ que foram liberados dos minerais de argila permanecem, para formar clorita e intercamadas de Al nas argilas existentes que possuem CTCs muito baixas e altas conteúdos de Al trocável (Dijkerman & Miedema, 1988)

Gipsificação Acumulação de gesso secundário, transformado ou translocado em um solo ou horizonte de solo

5.6.2 Processos pedogenéticos associados com a matéria orgânica

Os horizontes O na medida que materais orgânicos se acumulam sobre a superfície. O littering (formação de liteira) é o termo usado associado a este processo (Tabela 5.16). Na

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medida que a liteira se decompôe, forma-se um conjunto de substâncias genericamente chamadas de húmus. A fragmentação inicial da liteira é feita por organismos maiores, tais como milípedes, minhocas, colêmbolos e isópodos, e após pelos microorganismos. As substâncias de mais fácil digestão, como hemiceluloses e celulose são decompostos rapidamente pelos micróbios, ao passo que a lignina (vegetal) e quitina (animal) são mais resistentes.. Vários fatores afetam os índices de decomposição da liteira. Em ambientes mais quentes e úmidos, com materiais orgãnicos de C:N mais baixa e ricos em nutrientes, os processos de decomposição são mais acelerados; ao contrário, em ambientes mais frios, compostos húmicos de alta estabilidade são formados com a combinação das partes menos palatáveis da matéria orgânica original, sintetizados pela biota do solo (Buol et al., 1997). Em solos com pH alto e abundância de cálcio, muitas das moléculas orgânicas formam humatos de Ca, que os tornam mais resistentes à degradação posterior. O cálcio é altamente eficaz como agente estabilizante para a matéria orgânica, independentemente do estágio de decaimento, seqüestrando compostos orgânicos num filme de carbonato (Duchaufour, 1976; Zech et al., 1990). Grande parte das moléculas da fração húmica liga-se às superfícies das argila fina, ormno compexo argila-húmus de alta estabilidade. Geralmente a argila fina e o cálcio ligam-se a complexos húmicos aromáticos, que aumentam significativamente o tempo de reciclagem da matéria orgânica. Existem, no mínimo três rotas a partir do horizonte O, onde a MOS existe como liteira em vários estágios de deconmposição, segue pelo menos três rotas até o solo mineral (Figura 5.31):

– A liteira pode decompor (humificar) dentro do horizonte O e, por causa de seu tamanho coloidal, ser translocada para dentrod o horizonte A pela água percolante;

– a liteira (no estado mais bruto) pode translocada para dentro do solo e decompor-se aí. A translocação pode ocorrer na medida em que a fauna carreia a liteira para dentro do solo;

Figura 5.31 As três rotas pelas quais a liteira no horizonte O envenetualmente chega a ser

incorporada no horizonte A como húmus (Fonte: Schaetzl & Anderson, 2005)

– a matéria orgânica pode ser adicionada ao solo mineral pela decomposição das raízes e pelos organismos mortos do solo in situ. Essa rota é a mais importante em solos em que a densidade de raízes e a reciclagem são altas, tais como pastagens.

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O escurecimento de um horizonte ou material de solo, usualmente por adição de húmus, é chamado de melanização. É um pacote de processos que envolve o desenvolvimento de revestimentos (coatings) escuros, ricos em húmus nas faces dos peds e dos grãos minerais, resultando em cor em cor bruno-escura ou preta no horizontes. Obviamente, a humificação precede a melanização. O processo pode ocorrer em qualquer horizonte, mas a intensidade é função da taxa e, ou, tempo, de duração da produção de húmus, tipos de húmus produzido e da superfície de área. Uma das conseqüências mais visíveis da humificação da MOS é a formação da estrutura granular na maioria dos solos. Os peds granulares são aproximadamente esféricos ou poliédricos, possuem coesividade interna muito forte. São formados, em grande parte, pela mistura no trato disgestivo da fauna do solo, aumentado as ligações entre material mineral e material orgânico do solo. Uma vez formados, o húmus e as substâncias húmicas ligam-se, rvestindo os peds. A maior parte da “cola” deste húmus é solúvel em água, proveniente dos exsudados de raízes. O que também contribui para a coesividade dos peds são as mucilagens microbianas, a síntese de polissacarídeos e diversos outros produtos da biomassa vegetal e animal (Oades, 1986).

5.6.3 Acidificação e ciclagem de “bases”

Muitos processos do solo envolvem a translocação em profundidade de material do plasma pedogênico. A translocação ascendente em geral só é possível pela biociclagem, pedoturbação emovimento capilar de materiais solúveis na água do solo. Na biociclagem, os nutrientes (embora teoricamente qualquer íon) são absorvidos pelas plantas, podendo retornar ao solo por várias maneiras, como os exsudatos de raízes, fluxo pelo caule, queda de liteira e diretamente pela decomposição das plantas. Os animais biociclam esses materiais, pondo-os de volta no solo, bem como as suas feces e quando seus corpos se decompõe. De ação ainda mais complexa é a chamada ciclagem biogeoquímica, que inclui transferências elementares, não somente entre o solo e a biota, mas também entre a atmosfera, a hidrosfera e a rocha abaixo (Duchaufour, 1982; Likens, 2001). Alguns dos íons mais comuns que são biociclados incluem os macro e micronutrientes (C, O, H, N, P, K, Ca, Mg, S, Fe, Cl, Mn, Zn, B, Cu, Si, Mo, V, Co, Na) e outros mais específicos de algumas (Al, Pb, Ni). Destes, O, C, N, S também ocorrem no estado gasoso, sendo, por isso, rapidamnete trocados entre o solo, a planta e o ar. Os íons mais comumentes ciclados são provavelmente (em ordem) o Ca, K, Mg e P; o N é fortemente biociclado. Algumas espécies, como gramíneas, são fortes recicladoras de “bases”, enquanto outras não. A taxa de biociclagem de “bases” é uma das partes críticas da equação de pedogênese, sendo dependente de vários fatores: 1) taxa pela qual as “bases” são absorvidas (dependente da espécie vegetal e da disponibilidade); 2) taxa pela qual as bases são retornadas ao solo (espécies decíduas retornam mais folhas ao solo do que as coníferas); gramíneas completam a reciclagem quase que total num ano;) e 3) taxas de mineralização da liteira (depende fortemente da relação C:N, de umidade e temperatura). Avaliando uma série de espécies, Sharpe et al. (1983) determinaram as quantidades de quatro elementos que são reciclados e retornados ao solo como liteira. Os dados indicam que P e K são mais rapidamente biociclados e que a liteira é um armazenador de “bases” que reciclam mais vagarosamente (Tabela 5.16). A mais baixa reciclagem do Ca pode ser devida à sua imobilização na liteira (Lousier & Parkinson, 1978). Nos baixos regimes de lixiviação de muitas terras de gramíneas, a ciclagem de “bases” facilita a formação de humatos de Ca estáveis. Estes humatos ligam-se aos grãos minerais, formando complexos argilo-húmicos, que não somente protegem a partícula mineral de muitas formas de intemperismo, mas também tornam a fração húmica mais resitente à decomposição por micróbios. As argilas revestidas de húmus são facilmente agregadas, ficando imobilizadas, inibindo a lessivage (Sanborn & Pawluk, 1983).

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Tabela 5.16 Quantidades medidas de Ca, P, Mg e K biociclados em algumas florestas no sul das Montanhas Apalachianas.

Nutriente Quantidade contribuída pela queda da liteira (kg ha-1 ano-1)

Quantidades no horizonte O (kg ha-1 ano-1)

Taxa de retorno relativa

Ca 34 46 Baixa P 4 5 Média Mg 6 3 Alta K 13 4 A mais alta

Fonte: Sharpe et al. (1983)

Figura 5.32 Rotas pedogênicas teóricas associadas com material parental (mas provavelmente não calcário) rico em “bases”. Os cátions básicos estão em negrito. Primeiro, o solo se desenvolve sob uma rota de lixiviação, não-cicladora de “bases”, associadas com árvores coníferas. Segundo, o solo desenvolve-se sob árvores de plátano cicladoras de “bases”. Terceiro, o solo forma-se em associação com gramíneas de pradarias fortemente cicladoras de “bases”. Note-se que as distribuições de cátions dentro e entre os solos, como uma indicação do grau de acidificação e ciclagem de “bases”. Fonte: Schaetzl & Anderson (2005).

Muitas gramíneas são particularmente aptas para reciclar silício, muito do qual fica depositado como opala dentro do tecido foliar, conferindo certa rigidez às folhas. As secreções

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amorfas de opalas nas raízes e folhas são chamadas de fitólitos. São incorporados ao solo assim que as folhas e caules caem, chegando a vários quilogramas por hectare (Fanning & Fanning, 1989). A perda de “bases” é um dos mecanimos pelos quais os solos se tornam ácidos. Nesse caso, a acidificação é um importante precursor para muitos outros processos pedogênicos, com um resultado de descalcificação e baixas quantidades de ciclagem de “bases”, (Figura 5.32). Na acidificação o complexo de troca é crescentemente ocupado por cátions ácidos H+ e Al3+, enquanto as “bases” ou cátions básicos (Ca2+, Mg2+, K+ e Na+) são removidos. Assim, a causa da acidificação é a perda de cátions básicos do solo: são usualmente deslocados por prótons (H+) a partir da H2O. A recarbonatação ocorre quando carbonatos são adicionados a um solo lixiviado, algumas vezes quando espécies de plantas cicladoras de “bases”, de sistema radicular profundo, invadem um local previamente ocupado não planta não cicladora de “bases”. Os ácidos orgânicos e H3CO3

desenpenham um papel chave na acidificação. Ácidos orgânicos são ácidos fracos, capazes de dissociar prótons como uma função do pH. Ácidos orgânicos são importantes em solos acídicos, enquanto o ácido carbônico é relativamente mais importante em solos calcários. Ambos são capazes de doar prótons à solução do solo.

5.6.4 Lixiviação e leucinização

A lixiviação é a primeira maneira pela qual as “bases” e outros compostos são removidas do perfil. O termo é muitas vezes mal aplicado; deveria ser usado apenas para a completa remoção de compostos solúveis do perfil. Colóides não são lixiviados, são translocados. Íons em solução não são, tecnicamente, lixiviados se eles são redpositados no solum inferior. Solos de climas úmidos, onde a água molha periodicamente o perfil inteiro, são variadamente lixiviados. Na medida em que a água percola, constituintes são removidos e translocados para locais subperficiais do perfil. Todos os íons são móveis no solo; aqueles que são muito lentamente móveis, como o Zr e Ti, são considerados imóveis, em termos práticos. Em estudos de pedogênese de balanço de massa é usada a mobilidade relativa dos elementos dentro dos solos. Apesar de diferenças entre locais e climas, a sequência geral de mobilidade para climas semiáridos, baseado em Harden (1987) e Busacca & Singer (1989), é:

Mg » Na ³ Ca ³ Fe > Ti > Si > K > Zr. Em um clima úmido, Rain et al. (1993), relatou:

Mg > Na > Ca > K, somente para “bases”. O grau de mobilidade de cátions e ânions é largamente dependente de sua capacidade em formar íons (pareados?...)estáveis em solução aquosa (Paton, 1978). Se esses íons vão ou não persistir na solução do solo é dependente na sua reação com o ânion hidroxila, que envolve uma complexa interrelação entre tamanho do íon e valência. Finalmente, deve haver o balanço entre carga e geometria, já que o tamanho determina quantos ânions hidroxila podem ser coordenados por ele, enquanto a sua valência determina o número de cargas positivas que precisam ser neutralizadas. A primeira manifestação morfológica do lixiviação é a formação de um horizonte E de cor clara, um processo chamado de leucinização. A cor clara é devida a grãos de quartzo limpos, mostrando que ocorreu muito forte de eluviação. A leucinização opera em sentido oposto à melanização, de forma que a eluviação sozinha não pode formar horizontes E, pois o horizonte sobrejacente há a contraprtida da melanização.

5.6.5 Lessivage

Um dos processos mais comumente associado com a leucinização é a translocação de partículas do tamanho da argila dos horizontes E para os Bt (Dixit, 1978). A translocação de partículas do tamanho de argila em suspensão é chamado de lessivage (do francês, lessiver,

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lavar) ou argiluviação (do latim, argilla, argila; luv, lavado). A formação de argila in situ é chamado de argilação. Os componentes do solo passsíveis de ser translocados, p.ex., argila, são coletivamente chamados de plasma. Os cascalhos e grãos de areia são tipicamene considerados esqueletais, enquanto o silte pode ser esqueletal ou plásmico, dependendo da circunstância. A translocação de grãos de silte é chamada de pervecção, um processo significante somente em climas frios (Schaetzl & Anderson, 2005) . Associada à lessivage, muitas vezes confundida com ela, existem dois processos: a decomposição e a síntese de argilas. As argilas podem ser quimicamente intemperizadas (decomposição) no horizonte sobrejacente de solos acídicos, pois, na medida em que se intemperiza, seus subprodutos solúveis são translocados, em solução, para o horizonte B, onde podem precipitar para formar novos minerais (síntese). A neoformação de argila no horizonte subjacente é comum por várias razões: 1) o pH aumenta com a profundidade; 2) as frentes de molhamento removem os subprodutos do horizonte sobrejacente na medida em que se acumulam no subjacente, a supersaturação levam à neoformação; e 3) a perda de água na frente de molhamento favorece a precipitação e a síntese, também por causa da supersaturação. Quando a lessivage é dominante, a mineralogia da argila no horizontes E e Bt é bastante similar, ao passo que quando a decomposição e a síntese dominam, a mineralogia da argila nos dois horizontes pode ser deveras diferente. Pelo fato de a lessivage ser muito extensiva, os termos que se referem à argila iluvial e horizontes ricos em argila iluvial permeia várias taxonomias de solos. O Soil Taxonomy (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999) define um horizonte argílico como um horizonte Bt. O sufixo t provém da palavra alemã der Ton (argila). Os horizontes podem formar-se de várias maneiras, além da lessivage e da decomposição/síntese, tais como: 1) destruição de areia e silte (intemperismo) nos horizontes acima; 2) erosão preferencial de materiais mais grosseiros: e 3) cominuição (fragmentação) do silte e argila mais grossa no horizonte B (Smeck et al., 1981). Por isso, para inferir se a lessivage foi ativa, usam-se os critérios: 1) tanto no passado quanto em andamento, são cutãs de argila iluvial (argilãs) em faces de peds ou grãos (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999); 2) em seção delgada, os revestimentos laminados de argilãs em faces de peds são prontamente identificáveis, muitas vezes dentro dos poros e nos contatos poros-grãos, como camadas laminadas birrefringentes. Eventualmente, os argilãs podem preencher os espaços inter-poros. Como conseqüência, o preenchimento gradual dos poros nos horizontes Bt por argila iluvial pode resultar em aquitardo ou até em aquícludo. Vistos macroscopicamente, os argilãs podem aparecer como superfícies lisas nas faces dos peds e, quando molhados, podem ter um brilho vítreo. Um terceiro critério para classificar um horizonte Bt como argílico, é o aumento geral do teor de argila, em relação ao horizonte de eluviação. Cremeens & Mokma (1986) desenvolveram o índice I/E, que reflete o grau de desenvolvimento dos horizontes Bt:

÷øöç

èæ

÷øöç

èæ

=

E

E

Bt

Bt

totalArgilafinaArgila

totalArgilafinaArgila

EIÍndice

A maioria dos horizontes Bt formam-se em solos bem drenados de terras altas em climas úmidos (mas não perúmidos), nos quais a acificação está em andamento (Cremeens & Mokma, 1986) e que sofrem ciclos alternados freqüentes de secamento e umedecimento.

5.6.5.1 O processo de lessivage

Tal como todos os pares conjugados de eluviação-iluviação, a lessivage tem três componentes: mobilização, transporte e deposição. Primeiro, a argila tem que ser dispersa, fazendo-a entrar em suspensão; segundo, precisa de água de percolação para transportá-la; terceiro, há que existir um lugar para depositá-la. As argilas existem em dois estados no solo:

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1) disperso (geralmente, em meio alcalino); 2) floculado, quando aglomerados física ou eletroquimicamente. As argilas no estado floculado comportam-se como massas maiores, sendo então translocadas menos facilmente. Grupos de minerais de argila floculados são chamados de flóculos ou de microagregados.

5.6.5.2 Rubificação

Rubificação é o processo de avermelhamento de solos ou regolitos, ususalmente por várias formas de minerais de ferro oxidados, como a hematita (Schwertmann et al., 1982). Como regra quase geral, os solos vermelhos são de terras altas bem drenadas e, numa perspectiva global, são os mais comuns em regime de umidade xéricos e trópicos úmidos. As cores vermelha e amarela em solos tropicais provêm da abundância de minerais de Fe2O3 e Al2O3. Embora o Al2O3 seja incolor, ele também é estreitamente correlacionado com as cores vermelhas, uma vez que Fe2O3 e Al2O3 são positivamente correlacionados.

5.6.6 Processos de oxidação-redução e gleização

Os solos encontram-se ou no estado oxidado ou reduzido – os termos são usados para descrever se o sistema solo tem oxigênio disponível para os micróbios (oxidante) ou não (redutor). Quando a demanda por oxigênio excede a habilidade de a atmosfera supri-lo, o O2 disponível é gasto e o solo torna-se anaeróbico ou anóxico (Ponnamperuma et al., 1967). A atmosfera é a principal fonte de O2 nos solos, movendo-se principalmente por difusão. Os micróbios, juntamente com as raízes, são os principais sumidouros de oxigênio, usando primeiramente as fontes mais facilmente disponíveis (Tabela 5.17). Quando uma fonte de O2 não mais está disponível, como ocorre em um solo saturado, os micróbios usam o oxigênio dissolvido na água. Quando esse O2 se esgota, desenvolvem-se condições anaeróbicas e uma série de reações bioquímicas ocorrem, e o ponto final do qual é o ganho de um elétron, isto é, redução, para certos cátions vulneráveis. O nitrato é o primeiro de uma série de componentes a ser reduzido no sistema de solo anaeróbico. Após o esgotamento do nitrato, a seqüência continua com o manganês (Mn4+e Mn3+ para Mn2+); a seguir, o ferro férrico (Fe3+) é reduzido a ferro ferroso (Fe2+), e, finalmente, os sulfatos (SO4

2-) são reduzidos a H2S (Vepraskas, 1999).

Tabela 5.17 Ordem de utilização dos principais receptores de elétrons em solos, e reações associadas

Processo Reação Desaparecimento de O2 ½O2 + 2e- + 2H+ = H2O Desaparecimento de NO3

- NO3- + 2e- + 2H+ = NO2

- + H2O Formação de Mn2+ (redução de Mn) MnO2 + 2e- + 4H+ = Mn2++ H2O Formação de Fe2+ (redução de Fe) FeOOH + e- + 3H+ = Fe2+ + 2H2O Formação de HS- SO4

2- + 6e- + 9H+ = HS- + 4H2O Formação de H2 H+ + e- = ½ H2 Formação de CH4 (fermentação) (CH2O)2 = ½ CH4

Fonte: Mausbach & Richardson (1994).

5.6.6.1 Gleização

O processo de gleização tem como condição primordial um ambiente redutor, isto é, condições de alagamento ou drenagem imperfeita ou ausente. A principal conseqüência é a redução do ferro (III) para ferro (II), dos compostos orgânicos, com segregação em mosqueados e concreções ou, ainda, a sua remoção do horizonte gleizado. Há translocação do ferro (II), Al e Mn (II) e matéria orgânica por ascensão capilar. Às vezes há formação de sulfeto de ferro (pirita) e outros compostos derivados do anidrido sulfuroso (caráter tiomórfico). Normalmente,

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esses solos são inaptos para exploração agropecuária, pois com a drenagem dá-se oxidação dos compostos sulfurosos, com liberação de H+ e conseqüente formação de H2SO4. O pH do solo nestas condições chega a valores abaixo de 3,5. A redução de longo prazo, como ocorre nos solos permanentemente inundados, é o processo chamado de gleização, no qual a água é o principal meio de exclusão de oxigênio do solo. É também considerado um processo geoquímico, pois as reações envolvidas são primariamente geoquímicas e qualquer translocação muitas vezes ocorre ao longo de linhas de equipotencial hidrológico. Os resultados da gleização ocorrem dentro do perfil ou bem abaixo dele, embora horizontes mais profundos são menos sujeitos à gleização, pelo fato de a demanda por oxigênio diminuir drasticamente com a profundidade. O ferro reduzido é móvel e capaz de difundir-se através e para dentro da solução do solo; o ferro oxidado não é. Os compostos de Fe e Mn podem migrar para fora dos perfis gleizados. Independentemente da falta de Fe e Mn, ou a presença de Fe e Mn reduzidos, ambos resultam na mesma expressão morfológica:cores cinza, neutras e mosqueados. Obviamente, a perda de cátions reduzidos implica em que o fluxo líquido da água no solo saturado é para fora. As condições morfológicas associadas às condições redutoras toma muitas formas dentro dos solos (nódulos, concentrações, alinhamentos de massa e poros e, ou, peds), sendo em geral referidos como feições redoximórficas (Schwertmann & Fanning, 1976; Vepraskas, 1999). Enquanto saturados, Fe e Mn podem mover-se ao longo de gradientes de concentração ou com as correntes dentro da solução do solo, isto é, são efetivamente móveis. A seguir, sob condições oxidantes, o Fe reduzido pode oxidar para ferridrita ou hidróxido férrico [Fe(OH)3] insolúveis, formando concentrações de Fe vermelhas ou alaranjadas, ou enegrecidas de Fe-Mn. Com o tempo, continuando os ciclos de oxidação-redução, Fe e Mn concentram-se nesses mosqueados vermelhos; as áreas circundantes têm cromas mais baixos e matizes mais cinza.

5.6.6.2 Ferrólise

Brinkman (1970) cunhou o termo ferrólise para referir-se ao processo pelo qual a CTC de um solo é abaixado e muitos de seus minerais de argila são destruídos devido às reações de troca envolvendo ferro. A ferrólise ocorre em solos alternadamente saturados e secados, com lençol freático elevado em um horizonte B lentamente permeável, durante a estação úmida. O horizonte B é um aqüícludo, usualmente um pronunciado horizonte Bt, Btn ou Btx. Nas lavouras de arroz inundado do sudeste da Ásia, cultivados por séculos, o aquícludo também pode ser um pé-de-arado (plow pan) (Brinkmann, 1970, 1977a). Muitos desses solos possuem perfil superior pobre em “bases”, descolorido, cuja argila foi destruída por ferrólise, que necessita de ciclos de oxidação e redução em clima úmido-seco. Durante o estágio de anaerobiose, os solos são saturados e o Fe3+ reduzidos a Fe2+ pelos organismos do solo, usando a matéria orgânica como fonte de energia. A matéria orgânica é comumente oxidada, formando ânions OH- (Brinkmann, 1977b). Os íons de Fe2+ resultantes deslocam cátions básicos de valências +2 e +1 e o Al3+ dos sítios de troca dos minerais de argila. A reação de troca eleva o pH do solo (Ransom & Smeck, 1986). Os cátions básicos e o alumínio então estão prontos para ser removidos do sistema solo com a água do solo; muitos precipitam. A remoção é muitas vezes ocorre por fluxo lateral, com a água fluindo lentamente ao longo do topo do aquícludo. Durante o estágio aeróbico (Figura 5.33 ) da estação seca, os cátions Fe2+ adsorvidos à supefície da argila são oxidadas a Fe3+; alguns precipitam como minerais contendo Fe3+. Uma parte do Fe oxida e combina com o oxigênio e água para formar mosqueados vermelhos de goethita (FeOOH) e hidróxido de ferro [Fe(OH)3], de acordo com Eaqub & Blume (1982):

4 Fe2+ + O2 + 10H2O X 4Fe(OH)3 + 8H+

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Figura 5.33 Representação diagramática do processo de ferrólise e os estágios no seu ciclo anual, Parte (b) segundo Mausbach & Richardson (1994).

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Assim, o solo desenvolve mosqueados de Fe(OH)3 (concentrações redox) na fase aeróbica e perde algumas “bases” por lixiviação) na fase anaeróbica. Em troca, a solução do solo ganha cátions H+ pela formação do hidróxido férrico durante a estação seca, liberando prótons. Pela hidrólise, quaisquer cátions H+ atacam as lâminas octaédricas da argila, liberando ácido silícico, Al3+ e Mg2+. Argilas com CTC mais alta são atacadas com mais eficiência porque podem adsorver mais cátions de Fe; argilas 1:1 são menos suscetíveis. Parte da sílica liberada é precipitada como materiais amorfos em silãs cinzas ou esqueletãs (Brinkmann, 1977b). Como resultado, em cada ciclo de umedecimento-secagem os cátions básicos são lixiviados, enquanto o Al3+ se concentra para acidificar o solo (Figura 5.33). Subprodutos de intemperismo são removidos lateralmente na água do solo, já que ela flui na parte superior do horizonte B.

5.6.6.3 Sulfetação - tiomorfismo

A sulfetação compreende dois processos centrados em reações e movimentos de minerais geradores de enxofre dentro do solo, levando algumas vezes à formação de solos ácidos sulfatados (Fanning & Fanning, 1989). O primeiro processo refere-se a ambientes redutores de pântanos, como áreas de mangues (tidal marshes), em que a água do mar é fonte; o segundo refere-se a áreas recentemente mineradas de carvão com alto teor de enxofre e em solos formados de arenitos e folhelhos piritosos (Fitzpatrick et al., 1996).

Figura 5.xx Reações químicas envolvidas no processo de sulfitização. Fonte: Fanning & Fanning (1989).

Figura 5.34 Plot de profundidade do pH, S-sulfato e S-total em um solo ácido-sulfato em sedimentos sulfídricos em superfície de terra denudada. A perda de enxofre do solum sobrejacente é presumivelmente devido à lixiviação e, ou, eluviação. Fonte: Wagner et al. (1982).

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A sulfetação refere-se à acumulação de materias de solo ricos em sulfetos, comumente pela biomineralização de águas geradoras de sulfatos (Figura 5.34). É bem exemplificado em pântanos com ambiente anaeróbico, em que as bactérias redutoras mudam o sulfato para sulfetos. O ferro ferroso, já presente nos sedimentos, combina-se com os sulfetos e cristaliza-se para produzir sulfeto ferroso secundário (FeS) ou pirita (FeS2). Matéria orgânica é exigida como fonte de energia para a redução a sulfeto, explicando por que os conteúdos tendem a aumentar em áreas tipo mangue (tidal marhes), em que a água do mar entra em contato com os sedimentos. Caso houver quantidades sufcientes, os solos formados enquadram-se em classes com caráter tiomórfico. Quando os solos de ambiente redutor tiomórfico são drenados, ocorre a sulfuricação (sulfatação), em que é liberado ácido sulfúrico pela exposição do solo a condições de oxidação, produzindo a jarosita [KFe3(SO4)2(OH)6] e, ou, ácido sulfúrico (H2SO4), rebaixando o pH a valores menores que 3,5 e um intenso processo de intemperismo de minerais do solo (Figura 5.34). A jarosita pode sofrer hidrólise lenta, levando a posterior produção de ácido sulfúrico (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999). O ferro do sulfeto ferroso ou da pirita forma um precipitado avermelhado, a ferriidrita, que mais tarde pode formar cristalizar como maghemita, goethita, ou hematita. Se existir bastante cálcio no sistema, também pode formar-se gesso (CaSO4.2H2O). Horizontes sulfúricos exigem a presença de jarosita. Fitzpatrick et al. (1996) decreveram uma terceira fase, a ferretização, ou sejam, os sulfatos ferrososproduzidos na sulfuricação que se movem em solução para zonas oxidantes. Aí, eles sofrem oxidação e recristalização para formar ferriidrita e sulfatos férricos.

5.6.6.4 Paludização

A paludização é o processo inicial de formação dos Histosol (Soil Taxonomy, 1999) ou Organossolos (SiBCS - Embrapa, 2006), com duas condições propícias ao seu desenvolvimento: 1) em ambiente redutor, com a acumulação de uma grossa camada de matéria orgânica, onde os locais são permanentemente inundados ou pobremente drenados; 2) em ambiente drenado, de regiões altimontanas, com temperatura e umidade favoráveis ao acúmulo de matéria orgânica. A preservação da matéria orgânica em ambiente redutor é considerada um processo geogênico, ao invés de pedogênico. O material de origem dos solos orgânicos (histosols) são materiais orgânicos de natureza diversa, que em ambiente redutor vão perdendo progressivamente oxigênio, com ganho líquido de carbono. Geralmente são associados aos Gleissolos Húmicos (Sistema Brasileiro de Classificação de Solos - SiBCS, 2006). A formação de histossolos (solos orgânicos) dá-se de baixo para cima, como é provado pela análise do 14C e do 13C (Buol et al., 1980). Dados de McDowell et al. (1969) estimam que o material orgânico alguns centímetros acima do contato com rocha calcária chega a cerca de 4300 anos idade e o material 1,26 metros acima tem a idade de 12500 anos. As subsequentes mudanças físicas, qímicas e biológicas nos materiais orgânicos recebem o nome de maturação. A maturação física implica no decréscimo do volume, que depende da netureza das plantas, do conteúdo de matéria mineral e da altura do lençol freático. A maturação química representa tanto a decomposição dos componentes orgânicos como a parcial conversão para componentes de variada complexidade, chegando até as substâncias húmicas (Kononova, 1961). A maturação biológica envolve a redução do tamanho de partículas e a mistura dos materias orgânicos pelos organismos vivos. Os solos orgânicos, quando drenados e posteriormente cultivados, sofrem diminuição de volume, com subsidência (rebaixamento) em cerca de 3 cm ano-1 (Kämpf & Schneider, 1989). Apresentam uma série de problemas, dentre os quais se destaca o perigo de incêndio nas turfas nos períodos de seca prolongados; o fogo nessas condições é muito difícil de ser controlado. Em alguns casos é preciso muito cuidado com a drenagem excessiva de solos orgânicos de ambientes marinhos, pois a sua desidratação poderá provocar endurecimento irreversível. Sob a ótica da engenharia de estradas, os solos orgânicos são muito problemáticos.

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Pons (1960) caracteriza a formação de espessos depósitos de matéria orgânica bruta ("peat") como um processo geogênico, em que o material parental (de origem) são os sedimentos orgânicos depositados em ambientes hidromórficos, redutores e saturados. Driessen (2001) considera que esse ambiente é uma situação clímax, com constante deposição de serrapilheira, galhos, folhas, raízes, etc., retardada por baixas temperaturas, saturação persistente no perfil do solo; acidez extrema e escassez de nutrientes; e, ou, concentrações elevadas de sais e toxinas orgânicas. Buol et al. (2003) atribuem o processo de acumulação de matéria orgânica bruta à redução de O2, com consequente inibição da atividade microbiana aeróbica, chamando-o de paludização (do latim, palus, pântano). O processo pedogenético, em si, de formação dos Histosols inicia-se somente com a drenagem parcial dos depósitos da matéria orgânica bruta. As fases pedogenéticas são as seguintes:

1. A fase inicial de amadurecimento dá-se com a perda de água, tanto pela drenagem quanto pela atividade de raízes e organismos no solo. A abertura de fendas, com contração do material orgânico, aumentam a permeabilidade, criando ambiente físico propício ao crescimento vegetal. Durante essa etapa, o horizonte H desenvolve-se a partir do material orgânico não transformado que constitui o material parental;

2. A segunda fase é a transformação da matéria orgânica bruta é iniciada com entrada de oxigênio no sistema, acelerando a atividade dos microorganismos aeróbicos, que tem na matéria orgânica a sua principal fonte de energia. Além da formação do húmus, nutrientes também são mineralizados. Nessa fase os solos orgânicos podem se transformados em solos minerais.

3. A diferenciação dos Histols dá-se pela adição continuada de biomassa, geralmente caracterizada por sucessão de espécies desenvolvidas em ambientes distintos, com composição botânica, grau de resistência à transformação e à mineralização e teores de minerais bastante variáveis (Pereira et al., 2005), que irão determinar as propriedades desta classe de solos.

Assim, as diferentes propriedades dos solos orgânicos morfológicas são dependentes dos diversos graus de transformação da matéria orgânica, sendo incluídos, além da cobertura vegetal, morfologia propriedades físicas e químicas e processos pedogenéticos (Mc Kinzie, 1974). Descrições micromorfológicas de material fíbrico indicam uma matriz fibrosa constituída de tecido vegetal relativamente não transformado, fragmentos de árvores, arbustos e gramíneas (ramos, folhas e raízes), resíduos de tecido vegetal e "sphagnum" e de partículas de material orgânico, tais como sementes e constituintes minerais (fitólitos, que são a opala biogênica), facilmente identificáveis (Fox, 1985). A microfábrica de material sáprico é constituída, principalmente, de material orgânico de cor escura, amorfo e não identificável quanto à sua origem botânica. Estimativas da quantidade de fibras são obtidas a partir dos testes de campo, associadas a técnicas simples de laboratório, para caracterizar o seu grau de transformação (Estados Unidos, 1996; Embrapa (2006)

5.6.1. Classificação morfológica do material orgânico de solo

O conteúdo de constituintes orgânicos impõe preponderância de suas propriedades sobre os constituintes minerais, sendo considerado como orgânico quando o teor de carbono for igual ou maior que 80 g kg-1, avaliado na fração TFSA (Embrapa, 2006). Atributos morfológicos, tais como espessura de liteira, interação entre material orgânico e mineral, presença ou ausência de horizonte orgânico parcialmente transformado, são usados frequentemente como indicadores da atividade biológica e velocidade de decomposição da matéria orgânica. Esses mesmos critérios, para as condições de clima temperado e boa aeração, são usadas na classificação morfológica do húmus, como mull,

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moder e mor. No entanto, para condições hidromórficas, a transformação da matéria orgânica é lenta, dependendo de flutuações da atividade microbiológica menos intensa e flutuação da altura do lençol freático. A transformação da liteira (matéria orgânica bruta) apresenta variações de velocidade e produtos, como no húmus do tipo mull, é intensa, sendo incorporado, quase que totalmente no horizonte A, este caracterizado por estrutura granular ou grumosa de alta estabilidade. O húmus do tipo moder a camada de matéria orgânica não incorporada à fração e, ou, ao horizonte mineral A é mais espessa. A distinção entre o horizonte A e o horizonte orgânico é pouco clara. Em ambientes com reduzida atividade biológica, a decomposição da liteira é lenta, sendo o húmus formado do tipo mor. Nesse caso ocorre a acumulação do material humificado, sobrejacente ao horizonte A, é muito ácido, de cor marrom escura ou negro e fibroso (Duchaufour, 1977). Em condições de flutuação do lençol freático e atividade biológica insuficiente para promover a humificação da liteira, forma-se húmus do tipo anmor, que é material orgânico parcialmente transformado e misturado ao solo mineral (Duchaufour, 1977). Em ambientes hidromorfismo permanente a matéria orgânica bruta é acumulada em espessas camadas, representando o material parental dos solos orgânicos, definindo o húmus do tipo peat. Kämpf & Schneider (1989) caracterizaram os horizontes dos solos nas seguintes frações: fíbricos (Ho), hêmicos (He) e sápricos (Hd). Nessa sequência diminuem as proporções de matéria orgânica, de fibras e de umidade gravimétrica e aumentam as de densidade do solo. Os teores de matéria orgânica variam de 23 a 97% (em peso) e da densidade de 0,03 a 0,38 Mg m-3. A umidade gravimétrica, por sua vez, varia de 190 a 1490%, apresentando correlações muito significativas com a densidade e o teor de fibras. Com bases nesses atributos os autores propuseram os seguintes critérios para a classificação dos solos orgânicos:

1. Quanto ao teor de matéria orgânica e densidade do solos em: a) Orto-orgânicos, com matéria orgânica ≥ 65% e densidade do solo ≤ 0,15 Mg m-3); b) para-orgânicos com teores de matéria orgânica (≥ 65%) e densidade do solo (≤ 0,15 Mg m-3);

2. Pela espessura da camada orgânica: a) rasos; b) pouco profundos; c) profundos. 3. Pelo grau de decomposição do material orgânico: a) substrato mineral - em gleico,

vértico, arênico, lítico ou litóide e sua textura, em média, argilosa, muito argilosa.

5.6.2. Propriedades dos critérios usados na taxonomia dos Organossolos (SiBCS, 2006).

O critério predominante na separação de subordens da ordem HISTOSOL do sistema americano de classificação de solos (Soil Taxonomy, 1999) é o grau de transformação do material orgânico, subdividido em folic, fibric, sapric e hemic. Esse critério também é usado pelo World Reference Base for Soil Resources (WRB) para qualificar atributos dos Organossolos (FAO, 2006). Critério semelhante é usado no sistema brasileiro (SiBCS - Embrapa, 2006), ressalvando as condições dos solos de ambientes tropicais De acordo com o grau de transformação do material orgânico originário, três tipos básicos são reconhecidos no SiBCS (Embrapa, 2006): fíbrico, hêmico e sáprico, usando o teor de fibras vegetais na sua na caracterização. As fibras vegetais são usadas como evidências de restos vegetais, excluídas as partes vivas, retidos em peneira de 100 mesh (0,149 mm de diâmetro). Excetuam-se fragmentos lenhosos que não podem esmagados com os dedos e são maiores que 2 cm na menor dimensão (Embrapa, 2006). 1. Fíbrico (fibra; fibra) representa o menor grau de transformação do material vegetal no solo. Estão presente quantidades apreciáveis de fibra, bem preservadas e facilmente identificáveis quanto à origem botânica; o caracterizado pela reduzida densidade do solo e elevados teores de água retidos no solo quando saturado; 2. Hêmico ( hemi; metade) representa o estado intermediário de transformação do material vegetal; 3. Sáprico (saprós; podre) representa o maior estado de transformação do material

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vegetal, com menor quantidade de fibras. O material do solo sáprico caracteriza-se pela densidade do solo relativamente superior à observada no material tipo fíbrico e pelos menores teores de água retidos no solo saturado. Nesse estágio é maior a expressão dos constituintes minerais nas propriedades do solo, resultando em maior densidade do solo.

As características dos principais tipos de material orgânico quanto ao grau de transformação são apresentadas na Tabela (5.19).

Tabela 5.19 Alguns critérios de diferenciação entre os tipos de material orgânico no solo (Soil Taxonomy, 1999; SiBCS - Embrapa, 2006).

Critério Fíbrico Hêmico Sáprico

Grau de Transformação Pouco ou nenhum, origem botânica

reconhecível

Intermediário, 2/3 do material reconhecível

Quase completa, origem botânica irreconhecível

Conteúdo de fibra (esfregada) 40% ou mais do

volume total De 17 a 40% do

volume total < 17% do volume total

Densidade do solo (Mg m-3, úmido)

< 0,1 0,07 a 0,18 > 0,2

% de água retido (solo saturado, g 100 g-1)

850 a > 3000 450 a 850 < 450

Cor Munsell (Material úmido)

Bruno-vermelhado-claro ou Bruno avermelhado

Bruno-acinzentado-claro ou Bruno avermelhado-

escuro

Cinzento muito escuro a preto

1 Refere-se à fibra que permanece na peneira de 100 mesh após esfregar, cerca de 10 vezes, uma amostra de material orgânico entre o polegar e o indicador. 2 Teste de campo para avaliar o grau de transformação do material orgânico, possui 10 classes, sendo a 1 a menos transformada.

Em campo, uma estimativa expedita do teor de fibras é feita pressionando na mão uma amostra de solo orgânico molhada, observando: a cor do líquido escorrido, que chegar a tingir a mão; a natureza das fibras; e a proporção do resíduo da amostra original que fica retida nas mãos, usando uma lente de 10X. A partir desse teste pode-se classificar o material pela escala de decomposição de von Post. Em caso de dúvida, o teste de solubilidade em pirofosfato de sódio também é usado (Embrapa, 2006).

5.6.7 Processos pedogênicos associados com os trópicos úmidos

A maioria dos solos tropicais úmidos são altamente intemperizados. Os pacotes de processos associados com a formação desses solos são os Oxisols (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999) ou Latossolos (Embrapa, SiBCS, 2005), que, primariamente, foram denominados de laterização ou ferralitização. Fanning & Fanning (1989) dividiram esse processo em dois outros processos sutilmente diferentes; laterização e latossolização. Vamos ver as principais diferenças entre os dois pacotes de processos e discutir um processo acompanhante: a dessilicação. Acumulações de Fe em solos são devidas tanto à acumulação residual (latossolização) e aos processos que envolvem transferências de Fe (laterização). Na laterização os compostos de Fe migram para dentro e para fora do solo, levando à concentração em locais preferenciais. Grande parte do Fe movimentado dá-se na forma ferrosa (Fe2+), conforme evidências obtidas por Alexander & Cady (1969), em quartzo cimentado de ferro intemperizado de um arenito, veio de fora, em solução. Na latossolização, os sesquióxidos residuais representam ganhos (adições), na medida em que as “bases” e a sílica são lixiviadas do perfil, sob intemperismo de longo prazo, em ambiente úmido e quente.

5.6.7.1 Formação de óxidos de ferro

A laterização e a latossolização muitas vezes levam à neoformação de argilas de óxidos.

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Esses minerais de argila são os agentes dominantes na pigmentação em saprólitos, produzindo as cores brunas e vermelhas típicas dos solos tropicais e saprólitos. Formam-se em solos onde há abundância de Fe2+. Compostos de ferro são liberados pelo imtemperismo como Fe(OH)3 amorfo (em condições oxixdantes) e como dissolvidos Fe(OH)2 (raramente, em condições redutoras). Enventualmente em solos úmidos e comumente em solos secos, os dois compostos acima desidratam e cristalizam como goehtita, lepidocrocita ou hematita (Figura 5.35).

Figura 5.35 Diagram esquemático da rota de síntese mineral dominada pelos óxidos de ferro (Sherman et al., 1967).

5.6.7.2 Dessilicação

O conceito central da latossolização, e necessário no processo de laterização, é a perda da sílica do perfil. A dessilicação ocorre quando a água, que é não-saturada com sílica, percola através de um solo a um pH correto. Isso é facilitado por condições de drenagem livre, num ambiente quente e úmido, porque a solubilidade da sílica aumenta em temperaturas mais quentes, de cerca de 1 ppm de solubilidade por °C, as soluções de solo nos trópicos são mais insaturadas do que em outros locais. Na medida que a sílica é perdida do perfil, permanecem o alumínio e ferro residuais. A dessilicação decresce em intensidade com a profundidade, assim que a água retira a sílica, torna-se menos agressiva. Muitas vezes a dessilicação ocorre concomitantemente com a perda de “bases” (Curi & Franzmeier, 1984) e algum ácido silícico monomérico: Si(OH)2. A quantidade de sílica removida depende, primeiramente, do tempo de residência da água ao redor do mineral silicato e do tipo de mineral (Buol & Eswaran, 2000). Mesmo em solos úmidos o lençol freático pode ser tão baixo em “bases” e sílica de forma que, apesar de lençol freático alto, os solos são continuamente “enxaguados” e lixiviados, e argilas 2:1 não podem formar-se. A mobilidade e, ou, perda da sílica de perfis de terras altas ocorre de duas maneiras: 1) colapso do saprólito e solos; e 2) precipitação como evaporitos em terras baixas sazonalmente encharcadas, onde se acumulam águas vadosas ricas em sílica (McFarlane & Bowden, 2000). Outro importante efeito da dessilicação é o abaixamento da razão Si:Al e um concomitante enriquecimento em argilas oxídicas (Buol & Eswaran, 2000). Quando o potencial da sílica é tão baixo quanto nesses solos, é virtualmente impossível a formação de argilas 2:1 (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999). Com a forte dessilicação, até a caulinita é instável e será intemeprizada (Figura 5.36).

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Figura 5.36 Relações entre rotas de mineralogia de óxidos de ferro e vários fatores clima/solo. a) índice de vermelhidão (Torrent et al., 1983) dos solos versus precipitação; b) conteúdo de hematita (em percentagem de hematita +goethita) versus temperatura do ar, Brasil (Kämpf & Schwertmann, 1982); c) conteúdo de goethita (em percentagem hematita + goethita) versus um índice de disponibilidade de excesso de umidade, Brasil (Kämpf & Schwertmann, 1982); d) conteúdo de goethita (em percentagem hematita + goethita) versus conteúdo de matéria orgânica , Brasil (Kämpf & Schwertmann, 1982).

A dessilicação e o intemperismo de longo prazo podem levar a altas quantidades de minerais enriquecidos de alumínio. Em muitos casos o alumínio pode levar a valores de pH tão baixos, e, em casos extremos, à biotoxicidade. A calagem nem sempre é solução para valores de pH muito baixos, pelo fato de o Al ser um forte tamponador (Martini & Marcias, 1974).

5.6.7.3 Laterização

Laterização e latossolização são termos antigos para descrever processos pedogênicos em trópicos úmidos, usualmente sob florestas sempre verdes de folhas largas (Kellog, 1936). Ambos os termos refrem-se ao intemperismo de longo prazo de minerais primários, incluindo argilas de filossilicatos. A sílica é lixiviada, deixando para trás, principalmente, os cátions alumínio e ferro, que se combinam com o oxigênio para formar minerais de argila ricos em Fe e Al, como a hematita, a boehmita e a goethita. A formação de espessas acumulações de óxidos de metais é facilitado pelo fato de que essas paisagens são antigas e planas e por isso o intemperismo de produtos clásticos não são facilmente transportados pela água, já que estão em altitudes médias e não terem rejuvenescidos por glaciação. A natureza exata dos processos de laterização é ainda pouco comprendida. Locais preferenciais de acumulação de Fe podem ocorrer em certas partes do perfil, onde existem condições de oxidação. Muitas concreções lateríticas são encontradas associadas com cascalhos de quartzo, implicando em que o Fe no lençol freático é oxidado e precipitado quando encontra essas camadas de cascalho, que são mais oxigenados. Eventualmente o Fe acumulado pode transformar-se em plintita. Em terras baixas de planícies aluviais e pântanos ocorre a segregação do Fe2+, que mais tarde, com a dissecação da paisagem e essas terras baixas se tornam platôs, a plintita pode espalhar-se por extensas superfícies, formando uma carapaça resistente. O Fe na laterita (plintita) não se acumula uniformente através da matriz do solo, levando a padrões reticulados bem típicos da plintita. Quando os horizontes sobrejacentes são oxidados, a plintita pode tomar a forma de nódulos ou pisólitos.

105

5.6.7.4 Latossolização

A latossolização envolve mais que apenas o intemperismo e a dessilicação, todavia, esses processos isoladamente não podem transformar rocha em solo. Ao invés, convertem a rocha em saprólito. O saprólito, ao contrário do solo, conserva a estrutura da rocha. O perfil do solo possue estrtura do solo e horizontes do solo, que em regiões tropicais são formados não apenas por meio da dessilicação e acumulação de óxidos residuais, mas também com auxílio de ações químicas e bioquímicas de plantas e fauna. A fauna do solo rompe e mistura a rocha intemperizada, movendo parte dela para a superfície. Os termitas, em particular, minam partes da subsuperfície, levando-as para a sueperfícies, criando biomantos. Além disso, a lessivage e a melanização podem formar horizontes cândicos (kandic horizons) ricos em argilas e horizontes A enriquecidos em matéria orgânica. Onde a bioturbação é forte, quaisquer horizontes cândicos existentes ricos em argila iluvial são convertidos em horizontes óxicos vermelhos.

5.6.7.4.1 Pedogênese tropical de três fases dos Latossolos

Um paradigma amplamente aceito para a gênese de solos tropicais foi proposto por Philippe Duchaufour (1982). O pressuposto de três fases de intemperismo para climas tropicais (com precipitação pluvial maior que a evapotranspiração) é que ocorrem na geral ausência de matéria orgânica, e, embora não tecnicamente uma série de desenvolvimento, podem ser vistas na Figura 5.36. Da fase 1 para a 3, os solos mostram em taxas aumentadas: 1) intemperismo de minerais primários; 2) perda de sílica; e 3) formação de neo-minerais, formados a partir dos subprodutos do intemeperismo (Singh et al., 1998). A seqüência de pedo-intemperismo de três fases concatena muitos dos conceitos acima discutidos:

- 1ª fase – ferrossialitização – esses solos, típicos das regiões do Mediterrâneo e de climas semi-áridos, não são severamente intemperizados. Podem ocorrer em qualquer material parental, mas é melhor expresso em substratos calcários porosos, (a chamada terra rossa). A cor vermelha deve-se ao alto teor de óxidos de ferro, mas pouca sílica foi perdida. No início há lixiviação intensa dos cátions básicos dos horizontes, o que confere reação básica ao meio e a saturação de bases permanece alta, e os horizontes Bt são enriquecidos de argilas 2:1;

Figura 5.37 Seqüência intemperismo/pedogênese de três fases de Duchaufour (1982) para climas quentes e úmidos. Perfis típicos são mostrados (fora de escala), mas muitos outros são possíveis.

- 2ª fase – ferruginação – o intemperismo se intensifica, alguns minerais primários intemperizáveis ainda permanecem. A dessilicação (ou fuga da sílica) intensifica-se

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e algumas argilas 1:1, como a caulinita (canditas), são neoformadas. A saturação de bases torna-se mais baixa, mas a lessivage ainda continua. Podem formar-se horizontes cândicos e plintita.

- 3ª fase – ferralitização – os solos tornam-se ácidos e fortemente intemperizados, dominando a caulinita e os sequióxidos de ferro e alumínio. Dos materiais primários permanece apenas o quartzo. O solo é enriquecido em óxidos de Fe e Al. Há neoformação de gibbsita e de óxidos de argila. A lessivage não é forte, já que as argilas se tornam crescentemente resistentes à dispersão.

Os Latossolos (Oxisol, na classificação americana – Soil Taxonomy – Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999) são essencialmente um processo de decomposição total dos minerais intemperizáveis e das argilas 2:1. A ferralitização (plintização) é um processo de acumulação relativa de ferro, cuja condição inicial é a boa drenagem dos solos. Do ponto de vista químico, a ferralitização é um tipo de precipitação de colóides inorgânicos de ferro, alumínio e manganês. Em alguns Latossolos o processo de gleização é importante, com ou sem formação de plintita. Em alguns casos podem ocorrer a melanização e a humificação, encontrados na ordem Humox; são encontrados em regiões tropicais de maior altitude.

Os Latossolos são geograficamente distribuídos nas regiões intertropicais; em regiões temperadas são encontrados Oxisols fósseis. As suas principais características são: baixa CTC e ácidos, como conseqüência da intensa lixiviação das bases; predominância de argila do tipo 1:1 (caulinita e assemelhadas) e sequióxidos de ferro e alumínio e gradiente textural ausente.

5.6.8 Processos pedogenéticos associados com climas com déficits de umidade

As paisagens caracterizadas por marcada deficiência de água no solo em parte ou a maior parte do ano englobam desde desertos até terras de pastagens. O conjunto de processos pedogênicos envolve, primariamente, vários graus de melanização e intemperismo, vinculados com translocação de materiais solúveis para dentro e entre o perfil, mas não necessariamente para fora. Após cada chuva, algum dos compostos mais prontamente solúveis são trazidos para a solução e translocados em profundidade. Em alguma profundidade a frente de molhamento pára e esses compostos são precipitados. Os solos raramente são “enxaguados” (lavados) completamente por eventos de lavagem profunda, e os horizontes B e C continuam a acumular compostos solúveis. Como ocorre com a argila, a iluviação continuada pode culminar no entupimento dos poros e na formação de um aqüícludo. Como a marca pedogênica característica de solos em terras secas está no perfil inferior (subjacente), os solos em regimes de umidade áridos têm seus horizontes diagnósticos típicos na subsuperfície; a maioria enquadra-se nos Aridisols (Unidos Estados, Soi Survey Staff, 1999). Os tipos de materiais solúveis translocados nesses solos é função da solubilidade (Tabela 5.18). Até qual profundidade que eles podem ser translocados depende de sua solubilidade, precipitação e permeabilidade, isto é, até onde se movem as frentes de molhamento. Sais e compostos tem solubilidades e mobilidades nos solos:

Cl- > SO42-

> HCO3- > CaSO4.2H2O > CaCO3

Em solos de terras altas, materiais mais solúveis são translocados mais profundamente. Em solos de terras baixas e lençol freático raso, materiais mais solúveis são carreados para cima por capilaridade e depositados no perfil do solo, significando que a maioria dos materiais solúveis são encontrados nas partes mais altas do perfil. Por isso, existem muitas possibilidades para os variados conteúdos e distribuições dentro dos solos e paisagens de deserto. Em terras altas, final da estação mais úmida de climas secos, somente o CaCO3 pode permanecer no perfil, como os outros materiais podem ter sido lixiviados.

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Tabela 5.18 Espécies químicas comuns acumuladas em solos de deserto por precipitação e suas origens.

Íons ou substâncias Origem Cloretos (Cl-) Água do mar; dissolução de cloretos particulados Sulfatos (SO4

2-) Águas do mar e de lagos; dissolução de sulfatos particulados; condensação de H2SO4 gasoso, oxidação de sulfitos por O2, O3, H2O2 e catalizadores metálicos

Sulfitos (H2SO3, HSO3, SO32-) Dissolução de SO2 (particualrmente importante perto de

locais de emisões industriais Carbonatos (CO3

2-, HCO3-, H2CO3) Dissolução do CO2; dissolução de carbonatos

particulados; água do mar e de lagos Nitrito (HNO2, NO2

-) Dissolução de NO, NO2 e HNO2 Nitrato (NO3

-) Oxidação N2 por O3; dissolução de NO2- e de HNO3;

dissolução NaNO3 particulado dos solos Amônio (NH4OH, NH4

+) Dissolução de NH3 gasoso; dissolução de (NH4)2SO4 e NH4NO3 particulados

Hidroxilas (OH-) Dissociação da água Hidrogênio ativo (H+) Dissociação da água Cátions metálicos (Na+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe3+)

Água do mar; água de lagos; dissolução de particulados

Fonte: Pye & Tsoar (1987).

Em solos pouco mais secos, carbonatos e gesso ainda podem permanecer dentro do perfil, mas a maior quantidade de gesso está tipicamente mais profunda, já que o gesso é mais solúvel. Cloretos são encontrados em solos de terras altas somente nos desertos mais secos e aí a única fonte de cloretos se próximos existirem água do mar e lençol freático salino. A regra geral é que quanto mais seco o clima, os sais nos solos de terras altas de deserto se tornam mais comuns e mais próximos à superfície.

5.6.8.1 Calcificação

A calcificação refere-se à acumulação de carbonatos de cálcio e de magnésio nos solos. É um processo dominante em muitos solos secos, que, aliado à baixa solubilidade do CaCO3, tornam difícil a sua lixiviação (Southard, 2000). Do mesmo modo que na salinização, a calcifi-cação ocorre em condições áridas ou semi-áridas (precipitação menor que a evapotranspiração durante quase o ano todo). A calcificação é comum em solos subúmidos de gramíneas e lentamente permeáveis (Schaetzl et al., 1996). Em resumo, onde existe uma fonte de cálcio e água em quantidade inadequada (energia) para translocá-lo do perfil carbonatos secundários podem acumular. Os solos abundantes em carbonatos de subsuperfície foram referidos como cálcicos – grosseiramente equivalentes aos Pedocals (Jenny, 1941a). O horizonte B enriquecido de CaCO3 atende a alguns critérios do horizonte cálcico (Bk) (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999). Os horizontes cálcicos caracterizam-se por camadas de cascalhos e finos filamentos de carbonato, mas também podem desenvolver horizontes espessos, massivos e endurecidos, que lembram o calcário. Os últimos horizontes são chamados de petrocálcicos (Bkm) (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999), encontrando-se denominações mais antigas, como caliche e calcrete (abreviação de caliche concrete – Dixon, 1994)

5.6.8.1.1 O processo de calcificação

Monger (2000) revisaram os principais modelos pelos quais os carbonatos são

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depositados na zona vadosa dos solos: 1) dissolução e reprecipitação in situ (Mc Fadden, 2000); 2) fluxo capilar ascendente de lençol freático raso, conhecido como modelo per ascensum (Nikiforoff, 1937); 3) vários modelos biogênicos; 4) modelo per descensum, que envolve soluções descendentes ricas em carbonato na água de percolação, para ser depositado na medida que a frente de molhamento pára (Reeves, 1970). Os três úlltimos modelos passam por três estágios: 1) provisão de uma solução rica em carbonato; 2) movimento desta solução dentro do solo ou no ambiente próximo da superfície; e 3) precipitação dos carbonatos da solução. Na Figura 5.38 tem-se o processo completo de calcificação: 1) a adição inicial de poeiras ricas em carbonatos na superfície do solo; 2) a água da chuva combina-se com o CO2 da atmosfera e do solo para formar o ácido carbônico (H2CO3); 3) ocorre a bicarbonatação, que torna os carbonatos móveis no solo; 4) os íons CO3

2- (carbonato) e HCO3

- (bicarbonato) de cálcio são translocados no solo com a água de percolação; 5) as condições secas em profundidade provocam a precipitação dos carbonatos de cálcio secundários; 6) eventos de molhamento profundo pode ressolubilizar dos carbonatos secundários, com translocação e, ou precipitação em maiores profundidades. Outros carbonatos, como os de ferro e manganês também podem formar-se, com maior ou menor solubilidade. As principais fontes de carbonatos pedogênicos são: lençol freático, material parental do solo ou fontes externas que podem fornecer carboanto diretamente à superfície do solo. As plantas são capazes de biociclar o Ca2+ (Goudie, 1996), mas apenas em situações raras realmente adicionam Ca ao perfil. Na formação dos solos cálcicos há acúmulo de matéria orgânica e húmus no perfil do solo na forma de humatos de cálcio. A lixiviação no perfil é inexpressiva, ocorrendo, apenas a translocação de CaCO3, na forma de Ca(HCO3)2 (bicarbonato de Ca). Nesse movimento descendente há precipitação de CaCO3 e, ou, CaSO4. Distinguem-se três tipos básicos de horizontes diagnósticos: a) cálcico, com equivalente em CaCO3 superior a 15%; b) petrocál-cico; c) gípsico, onde predomina o CaSO4. Os solos originados pelo processo de calcificação geralmente são muito férteis, como ocorre nos Chernozem da Ucrânia, onde é produzido grande parte do trigo consumido pelos países integrantes da ex-União Soviética. No Brasil são en-contradas extensas áreas de solos de origem calcária, com concentração maior no semi-árido nordestino brasileiro.

Figura 5.xx Reações químicas envolvidas na dissolução e reprecipitação do carboanto do solo,

e um modelo generalizado de formação de horizontes cálcicos. Fonte: Schaetzl & Anderson (2005).

109

5.6.8.1.2 Acumulações biogênicas de carbonatos

Existem vários modelos biogênicos de acumulação de carbonatos, em que se inclui um componente fisicoquímico. Os organismos podem agir como catalisadores para a precipitação dos carbonatos, tanto passiva quanto ativamente, e podem funcionar como fontes de carbonatos. Goudie (1996) argumentou que a biota do solo também pode ter um papel mais ativo. Por exemplo, fungos podem acelerar a precipitação de carbonatos descartando seu excesso de Ca2+ (Verrechia, 1990). Carbonatos secundários de longo tempo conhecidos em formar-se como íons precipitados de Ca2+ em, ou totalmente permear, antigos substratos biológicos, como pelos radiculares, fungos e actinomicetos, tomando feições de carbonatos bioprecipitados e referidos como rizólitos ou com hifas de fungos calcificadas fossilizadas, estas lembram finos filamentos. Em um experimento interessante, em que colunas de solo foram irrigadas com água rica em cálcio, formou-se calcita naqueles solos que continham microorganismos; nenhuma se formou em solos estéreis (Philips et al., 1987).

5.6.8.1.3 Gipsificação

Em adição aos carbonatos, solos de deserto acumulam outros compostos solúveis, por razões genéticas similares: não há movimento suficiente através do solo para translocá-los para fora do perfil (Dan & Yaalon, 1982). A acumulação secundária de gesso (CaSO4.2H2O) é chamada de gipsificação. Horizontes gípsicos (By e Cy) contêm quantidades significativas de gesso. Se cimentados, são denominados petrogípsicos (Bym) e crostas de gesso (“gipcretes”). A acumulação de gesso nos solos depende da fonte, como do regime de lixiviação. A fonte primária para solos gípsicos é a poeira eólica derivada de rochas geradoras de gesso. Perto dos oceanos o gesso é proveniente dos vapores evaporados do mar. O sulfeto de hidrogênio (H2S) nos oceanos origina-se dos gases produzidos por bactérias do assoalho oceânico. Quando dissolvido no nevoeiro marinho, é oxidado a SO3. Em terra, horizontes gípsicos podem ocorrer quando os materiais parentais são ricos em gesso, como folhelhos gipsíferos e “playas” de climas secos, com lençol freático rico em gesso, que vem a superfície por ascensão capilar. Quando os solos gipsíferos são erodidos e os horizonte By e Bym são expostos, eles podem deflacionar (entrar em colapso), tornando-se uma fonte de gesso (Watson, 1985). Em muitos aspectos a gipsicação é similar à calcificaçõa, pois em muitos solos de deserto e do semi-árido, o gesso e carbonatos encontram-se misturados dentro de um ou mais horizontes. O gesso é mais solúvel e sua presença no solo deprime a solubilidade do CaCO3 (Reheis, 1987b). O gesso também se acumula como crostas superficiais quando a água subsuperficial evapora em lagos rasos, playas; os carbonatos, ao contrário, dificilmente ocorrem em evaporitos de superfície por causa de sua baixa solubilidade (Watson, 1975)

5.6.8.1.4 Silicificação

A acumulação de sílica secundária é chamada de silicificação. A sílica é abundante em todos os solos – em minerais silicatados e, ou, como tephra facilmente intemperizável e cinzas e vidro vulcânicos. Solos que acumulam quantidades suficientes de sílica podem eventualmente desenvolver um horizonte Bqm – um duripã (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999), que também são conhecidos como silcretes ou duricrostas silicosas, e são muitas vezes firmes e quebradiços (Dixon, 1994). Muitos duripãs contêm mais de 90% de sílica, juntamente com outros materiais iluviais, especialmente CaCO3 (Dixon, 1994). A cimentação da fábrica do solo por sílica é verificada se os fragmentos não se desmancham na água ou após prolongada imersão em em ácido clorídrico. A silicificação dos solos ocorre de modo muito similar que o modelo per descensum da calcificação. Horizontes enriquecidos de sílica também podem formar-se per ascensum, já que

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a água subsuperficial rica em sílica move-se até a superfície por ascensão capilar (Summerfield, 1982). Assim, os duripãs possuem feições morfológicas em comum com horizontes cálcicos e petrocálcicos (Reheis et al., 1992). Em muitas partes do mundo os duripãs (silcretes) persistem como camadas resistentes, mesmo quando sobrejazem horizontes de solo erodidos, refletindo a indade avançada da superfície geomórfica. Millnes & Twidale (1983) consideram que a maioria dos silcretes na Austrália sejam da era Terciária. Uma questão primordial acerca da silificação centra-se na mobilidade da sílica, que não é considerada uma substância solúvel no mesmo sentido como são sais e carbonatos. No entanto, pode ser solúvel no ambiente mais úmido e pH mais alto no solum superior, somente para ser precipitado nos horizontes mais profundos mais secos, com valores de pH próximos da neutralidade. A silificação centra-se nas diferenças de solubilidade entre a sílica e os carbonatos. A calcita e o quartzo têm relações inversas de solubilidade em ambientes alcalinos (Summerfield, 1982). A presença de carbonato no solo pode por si só ser responsável pelo aumento do pH até um ponto no qual o quartzo é mais solúvel e a sílica mais móvel. Tais como solos com carbonatos iluviais, sais e gesso, solos com duripãs ocorrem onde o clima é molhado o suficiente para intmeprizar os minerais e translocar a sílica dissolvida, mas não para fora do perfil (Thiry & Milnes, 1991), Assim, horizontes Bq e Bqm são muitas vezes por horizontes que foram empobrecidos em sílica (Torrent et al., 1980a).

5.6.8.2 Sais solúveis e salinização

Os sais entram nos perfis dos solos provenientes de poeira, dissolvidos na água de chu-va e como subprodutos do intemperismo químico (Tabela 5.xx). Os processos eólicos podem contribuir como sal cíclico (spray marinho secado), como revestimentos de sal em partículas clásticas e em materiais piroclásticos (Dan & Yaalon, 1982). De fato, spray marinho e nevoeiro são as duas principais fontes de sais carregados pelo ar (Pye & Tsoar, 1987). Em condições hiper-áridas e baixas temperaturas, evaporitos de cloreto de cálcio e de magnésio, nitratos e outros sais solúveis podem acumular (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999). Pariente (2001) verificou que existe um patamar abiótico: solos que recebem quantia de chuva menor de 200 mm de precipitação anual possuem altos conteúdos de sais solúveis, sendo os mais importantes a halita (NaCl), ternadita, epsomita e mirabilita (sulfatos) e bicarbonatos (trona e natron). O conteúdo de sais é tipificado e, ou, medido no laboratório pela condutivida-de elétrica de uma pasta saturada de solo (Pariente, 2001). Talvez o único teste de campo para gesso e sais seja a degustação, pois não conferem nenhuma cor ao solo, em baixas concentra-ções. Aos horizontes enriquecidos em sais mais solúveis são acrescentados o sufixo z. Os sais tendem a acumular em solos lentamente permeáveis, que não podem ser lixivia-dos, ou em climas secos em que a lixiviação é mínima e uma fonte de sal é disponível (Duchau-four, 1982). Entre os climas secos da Terra, aqueles com duas estações definidas – úmida e seca – tendem a favorecer a acumulação de sais. Durante a estação úmida os sais liberados pelo in-temperismo são lavados para dentro do solo e translocados, tornando-se mais concentrados em certos horizontes ou posições da paisagem. Dado que as fontes de sais existem, eles tendem a acumular de acordo com as suas mo-bilidades (Berger & Cooke, 1997). Em um regime de lixiviação em terras altas os sais com maior mobilidade serão os mais baixos no perfil. No entanto, em alguns climas áridos podem não acumular em terras altas, por causa dos lençóis freáticos extremamente profundos ou do insuficiente intemperismo para liberá-los das rochas. Em terras baixas em que os solos são ra-sos até o lençol freático, como em depressões rasas, em fundos de vales e playas, os sais mais solúveis mover-se-ão para a parte mais alta do perfil por capilaridade (Figura 5.39a). Igualmen-te, solos nas bases das encostas podem ter sais translocados mais produndamente, por que a água de captação carreia sais adicionais com ela. Em terras altas, a profundidade até a qual os sais são translocados dependerá do regime de precipitação, do espaço poroso e da permeabilidade do sol e da topografia local. Duas razões

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podem dificultar a migração dos sais em profundidade: 1) o solo tem poucos poros, especial-mente macroporos, que facilitam o molhamento profundo; e 2) a superfície pode estar selada ou ter crosta, deixando-a menos permeável e provocando a erosão de escorrimento (enxurrada).

5.6.8.2.1 Sais de sódio

Os sais mais comuns são compostos de sódio, e, em menor extensão, de magnésio. Os sais de sódio originam-se primariamente do intemperismo de rochas. Os solos são expostos aos sais de sódio derivados de materiais parentais inicialmente ricos em Na, de água subterrânea levemente salina ou de água salgada escorrendo da superfície do solo. Fontes secundárias tam-bém podem ser atmosféricas (aerosóis originados de fontes oceânicas e playas). Horizontes B enriquecidos em sais de sódio são parcialmente devidos a: 1) mais baixa permeabilidade provo-cada por aumento nos teores de argila; e, ou, 2) lixiviação suficiente só para translocá-los para essa parte do perfil.

Na Figura 5.39 encontra-se um diagrama idealizado mostrando como os sais podem acumular-se em terras baixas em climas secos (Fanning & Fanning, 1989). b) seção transversal de um vale no Irã, mostrando as relações entre os materiais parentais, topografia e desenvolvi-mento do solo. Note que os solos no fundo do vale são influenciados por água salina subterrâ-nea, e os solos de terras altas acumularam carbonatos secundários (Abtahi, 1980). c) Diagrama da clássica seqüência de salinização-solonização-solodização para solos afetados por sais e só-dio (Kellog, 1939). Tanto o Na quanto o Mg são normalmente ligeiramente móveis nos solos, mas a pro-fundidade na qual se acumulam varia grandemente. Dá-se mais ênfase ao Na+ e seus sais, por que mesmo uma pequena quantidade de sódio pode causar mudanças morfológicas dramáticas nos solos. O sódio, como o hidrogênio, outro cátion monovalente pequeno, desflocula (disper-sa) colóides de argilas, permitindo que sejam facilmente translocados. Quando suficiente argila iluvial (com sódio adsorvido) se acumula num horizonte Bt ou Btn, forma-se uma massa pega-josa tipo gelatina que, secando, é quase impermeável, sem estrutura e rica em argila, caracteri-zando-a como horizonte nátrico (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999). Sais, como carbo-natos, também podem formar pãs impermeáveis (horizontes Bzm), se todos os poros do solo forem selados com precipitados secundários.

5.6.8.2.2 Tipos de solos afetados por sódio

É amplamente aceito que os solos afetados por sódio passam por três fases evoluioná-rias: salinização, solonização e solodização. Estes termos russos referem-se às morfologias pe-dogênicas associadas com a acumulação de sódio (salinização), seguida por sua gradual perda (solonização e solodização). Esse conceito de “ciclo do sal” de longo tempo tem sido aceito na Rússia e nos Estados Unidos (Kellog, 1939). Daí o modificador que muitos ainda usam para referir-se aos solos afetados por sais é Solonetzic (russo, pouco sal), dos quais três tipos são comumente reconhecidos: Solonetz, Solonetz solodizado e Solod. Salinização – o primeiro estágio é a acumulação de sais neutros de Na e de Mg (Mc Clelland et al., 1959), muitas vezes manifestado por acumulações de sal esbranquiçado, pode desenvolver um horizonte sálico (Estados Unidos, Soil Survey Staff, 1999); no Soil Taxonomy são em geral classificados como Salids. Os termos Solonchak de carbonato de cálcio ou Colon-chak cálcico são usados se sais de cálcio e de magnésio são dominantes. O gesso é comum nes-tes solos. Os solonchaks tendem ser bem floculados, devido à presença de alguns cátions diva-lentes (Ca2+, Mg2+) (Figura 5.39b,c). No entanto, em solos extremamente sódicos, a estrutura do solo está ausente, já que os sais de sódio rompem a estrutura e as argilas dispersas tornam o solo lentamente permeável (Reidt et al., 1998). O horizonte disperso funciona como uma bar-reira para a acumulação de sódio (a partir de baixo) em horizontes acima, fazendo a água “bro-

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tar”. Assim, depois de certo tempo, uma zona eluviada e levemente ácida pode desenvolver-se sobre o horizonte Btn, tipo um horizonte “glóssico” (em forma de língua).

Figura 5.39 Processos de acumulação de sais em solos de terras secas. Fonte: (Fanning & Fan-ning, 1989; Abtahi (1980); Kellog (1939).

Solonização (ou dessalinização) – é a remoção e, ou, a lixiviação dos sais do horizonte sobrejacente, possivelmente devido a uma mudança no clima, adições de água de irrigação, ou mudança na hidrologia de superfície ou de subsuperfície. A solonização resulta na formação dos solos Solonetz acompanhada pela alcalinização do solo, no qual mais e mais o complexo de troca é dominado pelo sódio, com valores de pH > 8,5 e ≥ 15% de saturação por sódio. Nessas condições a argila dispersa estará livre para migrar em profundidade e formar horizontes Bt e Btn eluviais pobremente estruturados, duros e quase impermeáveis, mesmo quando molhados. A matéria orgânica também é dispersa, conferindo ao solo uma cor muita escura (Figura 5.40). O gesso é muito comum no perfil subjacente (Bowser et al., 1962). A estrutura colunar, com topos arredondados, é diagnóstica para os solos Solonetz (Figura 5.40). Em resumo, a condição primordial no processo de salinização é a precipitação pluvial menor que a evapotranspiração. As adições que ocorrem são insignificantes por causa da baixa precipitação, não havendo, por-

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tanto, lixiviação de bases. Conseqüentemente a CTC é muito elevada, com acumulação de sais nos horizontes (sálicos), característica do processo de sodificação (horizonte nátrico). Os solos caracterizam-se pelo predomínio de argilas 2:1 e ocupação preferencial da CTC por sódio (so-los sódicos).

Figura 5.40 Solo Solonetz (nátrico), com horizonte Bt, mostrando a estrutura colunar.

O terceiro estágio, prosseguindo a lixiviação (remoção gradual do sódio do perfil), é chamado de solodização ou desalcalinização. O sódio é muitas vezes deslocado pelo cálcio, que facilita a floculação e reestruturação do solo, facilitando a lixiviação (Bowser et al., 1962). As colunas quebram-se, tornando-se crescentemente destituídos de argila e de cor esbranquiça-da, ganhando um aspecto fortemente glóssico. O perfil sobrejacente torna-se mais arenoso e mais acídico, enquanto o perfil subjacente não lixiviado retém sódio e tem pH próximo de 9. Os termos Solonetz solodizado e Álcali degradado são muitas vezes aplicados aos solos que outro-ra foram saturados com sódio, mas depois foram parcialmente lixiviados. Se for retida quanti-dade suficiente de cálcio dentro do perfil, o solo pode lembrar um Planosol (White, 1961).

Figura 5.41 Propriedades físicas e químicas de um perfil de solo Solonetz. Fonte: Szabolcs (1974).

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Com a solodização continuada, mais Na é removido. A hidrólise então se torna um pro-cesso dominante e o Na+ nos sítios de troca é deslocado por H+. A estrutura colunar degrada-se completamente, resultando no solo chamado como Solod, Soloth ou Solidi (Kellog, 1939), co-mo mostra a Figura 5.41.

5.6.8.2.3 Distribuição dos solos afetados por sódio

Os solos afetados em geral ocorrem em locais isolados e predizíveis na paisagem. Mui-tos se desenvolvem onde o leito rochoso está próximo da superfície, como nas cimeiras (sum-mits), ou ombreira (shoulder slopes), ou onde a água subterrânea está próxima da superfície. Ainda pode ocorrer onde há acumulação periódica de água em áreas de "playas", isto é, áreas abertas ao mar e em áreas fechadas (drenagem fechada); nas últimas costumam formar-se os evaporitos (concentração de sais na superfície do solo).

5.6.9 Podzolização

A podzolização consiste na eluviação do horizonte A (mais precisamente, do horizonte E), isto é, da lixiviação de “bases” e translocação dos sesquióxidos de Fe e Al para o horizonte Bs, conhecido como um horizonte diagnóstico espódico. O processo é proeminente em climas úmidos e frios, de florestas temperadas a frias (coníferas, predominantemente), onde há acu-mulação de liteira acídica, com a produção de ácidos húmicos (matéria orgânica ácida – tipo mor), lixiviação de bases e acidificação do solo, intemperismo muito forte do material de origem e translocação de Fe e Al (com P, Mn e argila) para o horizonte Bs, acumulação de matéria orgânica no horizonte 0 e no horizonte Bs, sobre um Bh, formando um horizonte Bhs (iron pan). A imobilização dos ácidos húmicos e fúlvicos e argila no horizonte B é responsável pela quelação do ferro (Figura 5.41).

Figura 5.41 Seqüência idealizada de morfologia da floresta boreal do Canadá Central, onde a podzolização é forte, até os desertos polares. Fonte: Tedrow (1977)

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A podzolização é um processo de silicificação do horizonte A, mais especificamente do E, com lixiviação dos carbonatos (e ânions em geral) e cátions básicos (Ca, Mg, K, Na), substituídos pelos cátions ácidos H+ e Al3+, cuja presença é pré-requisito para a mobilização da matéria orgânica e com ela é complexado e mobilizado o ferro (incluindo P e Mn). Por isso, na podzolização os solos possuem horizontes e limites bem distntos, normalmente devido à baixa atividade biótica (Moore, 1974). O perfil de solo tipicamente podzolizado tem um horizonte O espesso, devido a altos índices de produção de liteira e baixos índices de mineralização; os mais espessos encontram-se em florestas de coníferas (Figura 5.xx), que retêm as acículas por mais de um ano. A característica acídica dessa liteira deve-se ao clima frio, à curta estação de crescimento, altos conteúdos de materiais lentamente degradáveis, como ligninas e ceras.

5.6.9.1 O processo de podzolização

O intemperismo intenso por ácidos orgânicos é a parte central do processo de podzoli-zação (van Hees et al., 2000). Na medida em que os minerais intemperizam, os cátions (ácidos e básicos) são liberados para a solução do solo. A solubilidade dos principais tipos de cátions nos solos ácidos é (Pédro et al., 1978):

Bases > Fe3+ > Al3+ > Si4+ Assim, as “bases” têm que ser exauridas do perfil antes que a podzolização, per se (que, por definição, envolve a translocação de Fe e Al) possa começar. De forma igual, se o pH do solo não for suficientemente baixo, os cátions Al e Fe irão reagir para formar compostos relativa-mente imóveis, como Al(OOH)2+e Fe2O3. Duas teorias foram formuladas para explicar a pod-zolização:

– Teoria proto-imogolita – foi formulada pela observação de que Al e Fe podem existir na forma de compostos inorgânicos e amorfos, tais como a imogolita e alofana (Gus-tafsson et al., 1995). Lundström et al. (2000a) chamaram esse grupo de compostos de materiais tipo imogolita (ITM). Nesta teoria, sols de hidróxidos de Al-Si formam-se na solução do solo a partir dos produtos do intemperismo dos horizontes O e E, e per-colam até serem imobilizados. A maioria dos ITM’s precipitam no horizonte B, devi-do aos valores de pH > 5. O Al é transportado como um complexo de hidróxi-alumino-silicato. O próximo passo nesse processo envolve matéria orgânica coloidal negativamente carregada, que migra para fora do perfil sobrejacente para dentro do horizonte B, e precipita sobre os ITM’s que já existiam lá. O processo é confirmado por dados de seção delgada, que mostram orgãs escuros circundando alas (cutãs ricos em alofanas, ou cutãs ricos em Fe e Al impressos sobre cutãs ricos em Si. O processo de intemperismo continua a atuar no ITM do horizonte B, chegam à saturação até se precipitarem os complexos formados;

– Teoria do complexo do quelato ou teoria do complexo de fulvato – é a mais aceita e a mais velha com referência à podzolização. Os ácidos orgânicos formam complexos de quelatos com Fe e Al, tornando solúveis esses cátions normalmente insolúveis, permi-tindo que sejam translocados das zonas eluviais para as iluviais (Buurman & van Re-euwijk, 1984). Muitos ácidos orgânicos e compostos fenólicos (ácido oxálico, succí-nico, vanílico, cinâmico, fórmico, benzóico, acético, p-hidroxi-benzóico, p-cumárico foram identificados (Krzyszowska et al., 1996), que formam complexos organometá-licos (quelatam), que são facilmente translocados dentro de soluções de solo acídicas dentro do perfil. O processo continua até um ponto de saturação. Assim, com o passar do tempo, o horizonte E cresce em profundidade, enquanto os cátions metálicos são continuamente retirados do topo do horizonte B, remobilizados e então redepositados abaixo. O horizonte continua a ganhar matéria orgânica, Fe e Al como revestimentos

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(coatings), mas a maior parte dos sesquióxidos iluviais e húmus permanecem no topo do horizonte B (Figura 5.42). O horizonte pode estar quimicamente presente, mas não visível, até que ele se aprofunde além da profundidade de mistura (Figuras 5.42 e 5.43.)

Figura 5.42 Desenvolvimento teórico, típico de um solo bem drenado, sofrendo podzolização. Fonte: Franzmeier & Whiteside (1963).

5.6.9.1 Fatores que afetam a podzolização

Os fatores que afetam a podzolização são: 1) vegetação – é um importante fator ativo no processo de podzolização, porque fornece os compostos orgânicos essenciais; 2) a podzolização somente ocorre em solos molhados durante o ano todo; 3) o processo é favorecido em solos de textura grosseira, com pequenas superfícies de área; e 4) é um processo dominante em solos pobremente drenados em regimes de temperatura térmicos. Os efeitos da podzolização são mais bem expressos sob vegetação de coníferas, cuja liteira decai lentamente para compostos ricos em ácidos fúlvicos. Quando a vegetação muda, os processos de podzolização mudam. Barrett & Schaetzl (1998) cunharam o termo despodzoliza-ção para situações em que a mudança de vegetação (ou o clima) faz com que o solo, que estava sofrendo podzolização, altere a sua rota pedogênica (Nielsen et al., 1987). A morfologia podzó-lica vagarosamente degrada ou permanece estático passa para um outro regime pedogênico.

Figura 5.43 Uma seqüência de solos com graus crescentes de podzolização. Fonte: Schaetzl & Anderson (2005).

A podzolização é encontrada somente onde os solos estão molhados durante o ano todo, ou em solos pobremente drenados e o processo tende a aumentar em intensidade na medida em

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que aumenta a lixiviação (Brandon et al., 1977). A translocação de complexos quelados e de compostos inorgânicos não pode ser efetivado sem no mínimo um evento de molhamento pro-fundo. Precipitações intensas também facilitam o intemperismo. A podzolização ocorre nos subtrópicos e trópicos úmidos, mas é restrito a materiais arenosos e, ou, locais com lençol freá-tico alto (Righi, 1989, 1990). Nas latitudes altas e médias, a podzolização é mais forte em sítios mais frios, provavelmente porque a decomposição dos compostos orgânicos no horizonte O é mais lenta (Huncker & Schaetzl, 1997). Horizontes orgânicos acídicos mais espessos podem liberar pequenas quantidades em cada evento de infiltração. Em climas tropicais, ao contrário, o horizonte O é rapidamente mineralizado. Embora os podzols mais estudados sejam mais típicos de florestas de coníferas (regiões temperadas e frias), conhecem-se outros podzols em ambientes tropicais nas encostas da Cordi-lheira dos Andes, de onde são provenientes os ácidos húmicos que emprestam a cor negra às águas do Rio Negro (Amazônia).

5.7 Etapas e tipos de processos de formação dos solos

Os processos de formação dos solos são divididos em físicos, químicos e biológicos, que abrangem adições, subtrações, transferências e transformações. Afetam os componentes dos solos, tais como sais solúveis, carbonatos, minerais argilosos, óxidos e hidróxidos, matéria orgânica e organismos vivos (plantas e animais, inferiores e superiores). Adequam-se ao modelo de sistemas de processos de Simonson (1959,1978) de gênese do solo com as interações das adições, remoções (perdas) translocações e transferências. A maioria dos processos discutidos centrou-se nos processos pedogênicos internos – translocações e transformações que ocorrem dentro do perfil do solo. Perdas do, e adições ao, perfil do solo, todavia, também são importantes. A lixiviação é um tipo de perda do perfil. En-tretanto, muitas formas de perdas e adições de perdas de perfis inteiros, isto é, fluxos de massas, envolvem materiais minerais que são adicionados à superfície do solo ou removidos dele. Esses projetos afetam a espessura do perfil e também a mineralogia, porque muitas das perdas e das adições do fluxo de massa são materiais minerais clásticos. O espesssamento (upbuilding) refere-se às adições superficiais alóctones de materiais orgânicos e minerais ao topo do solo, p.ex., via adições eólicas, adições de material orgãnico de plantas, lavagem de declives. Quando isso ocorre, o solo cresce ou fica mais espesso. De acordo com Johnson (1985) o espesssamento (upbuilding) pode ser tanto de desenvolvimento ou retardante. No upbuilding de desenvolvimento as adições superficiais são suficientemente lentas de forma que a pedogênese possa agir e efetivamente incorporá-las para dentro do perfil (Almond & Tonkin, 1999); geralmente ocorre devido a adições lentas de loess, poeira e alúvio. O conceito é similar ao da cumulização. No upbuiliding retardante, adições espessas, muitas vezes rápidas, de materiais superam a capacidade do solo em pedogenetizá-los, e o solo, no mínimo momentaneamente, é enterrado (Schaetzl & Sorenson, 1987). Nesse caso, o solo não fica mais espesso, somente é enterrado pelo novo sedimento. O sedimento é removido da superfície do solo por erosão e perda de massa. As remoções superficiais por fluxo transversal, lixiviação e processos biomecânicos também são importantes. A oxidação e a mineralização da matéria orgânica também são consideradas remoções. O principal impacto pedogênico das remoções é que, pelo afinamento do solum, elas trazem a frente de intemperismo da base do perfil para mais perto da superfície. Isto pode aumentar a taxa de intemperismo dos materiais primários e ensejar a rápida liberação de cátions básicos, bem com favorecer aumentar ou mudar a biociclagem, porque as raízes agora podem atingir os cátions que antes não podiam.

5.7.1 Cumulização

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O modo como um solo ou uma superfície reage ao espesssamento (upbuilding) depende da intensidade da agradação, isto é, se ocorre em índice variável ou constante, se há, ou não, interposição de períodos de erosão, e como o grau de agradação se compara ao índice de formação do solo (McDonald & Busacca, 1990). Índices rápidos de influxo enterram o solo, ao passo que índices mais lentos podem levar à cumulização (Figura 5.xx). A cumulização inclui adições eólicas, hidrológicas, e aquelas induzidas pelo homem, de partículas minerais para a superfície de um solo, usualmente na base da encosta, ou em uma planície de inundação. Adições lentas e graduais estão envolvidas, na medida em que a superfície sofre agradação e o perfil se espessa. Índices intermediários e rápidos de espessamento pode resultar em perfis de solo que são distintos, ainde que se sobrepondo, como os solos polimórficos (Simonson, 1978) e solos superimpostos (Busacca, 1989). A cumulização e o espesssamento são sutilmente diferentes. Os solos podem espessar as suas superfícies, mas não se tornar cumúlicos. Solos cumúlicos passaram por espessamento de desenvolvimento até um ponto em que algum horizonte que é superespessado, além de sua expressão morfológica normal. Todos os solos se espessam (upbuild) assim que os materiais são adicionados à superfície. Todavia, o novo material resulta em espessamento de desenvolvimento, ao invés da cumulização, se ele é incoporado no perfil, com pequena mudança morfológica de longa duração. Se as adições superficiais ocorrem a um índice mais rápido do que são incorporadas ao perfil, o solo cresce por espessamento retardante, podendo se enterrado (Schaetzl & Sorenson, 1987). Existem inúmeros processos correlatos. Hole & Nielsen (1970) cunharam a expressão ‘gênese não-cumulativa de solos’ ao colapso literal dos solos como materiais solúveis, p.ex., carbonatos, são lixiviados dele. Por definição, processos de gênese de solos não-cumulativos não contemplam adições de superfície ou erosão. Admitindo que muitas superfícies recebem periodicamente adições de sedimento como poeira, Almond & Tonkin (1999) definiram dois tipos de pedogênese (Figura 5.44):

Figura 5.44 Modelo diagramático de três diferentes situações de soterramento do solo ao longo do tempo. O derradeiro destino do perfil do solo é dependente da interação entre o índice de soterramento vs o índice de pedogênese (isto é, incorporação no perfil das adições de sueprfície.

1. A pedogênese em superfícies estáveis, ocorre onde os processos tradicionais de

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pedogênese são operativos e pouco influenciados por adições de material. É chamada de pedogênsese de cima para baixo, em que a maioria dos processos impactam o solo a partir da suerfície e filtram seu caminho para a subsuperfície ao longo do tempo;

2. a pedogênese de espessamento ocorre em solos que acomodam significantes adições superfíciais simultâneas à pedogênese descendente (de cima para baixo). Na pedogênese de espessamento pressupõe-se que cada incremento do solo abaixo uma superfície agradante tenha sofrido processos característicos de todos os horizontes acima dela.

Pode-se argumentar que a cumulização é mais um processo geológico e, ou, sedimentológico do que propriamente pedogênico. Porém, porque ela impacta os solos diretamente e porque o solo predizivelmente reage ao novo sedimento, a cumulização muitas vezes é um reflexo da geomorfomologia, pela visão de McDonald & Busacca (1999, p. 449):

“A formação do solo em uma superfície agradante é uma competição entre processos sedimentológicos e pedogênicos, que podem levar a relações solo-estratigráficas complexas. A complexidade resulta da compressão ou diluição das feições do perfil do solo com variações no índice de agradação e muitas vezes da extrema sobreposição de episódios do desenvolvimento do solo. Embora a complexidade possa ser grande, ...as oportunidades para a introspecção (insight) nos processos de solos e geomórficos igualmente pode ser grande.”

Pedogeneticamente, como funciona a cumulização? Já que o sedimento é adicionado lentamente à superfície, o horizonte A se espessa, resultando inicialmente num solo cumúlico, com um horizonte A superespessado, mudando dinamicamente. Uma forma de equilíbrio pedogênico dinâmico mantém o horizonte A num limite de espessura de cerca de 20-50 cm, na medida em que a parte inferior do A se transforma gradualmente num horizonte B ou E, que também cresce para cima com a superfície em espessamento. O “crescimento para cima” do horizonte B ocorre porque a parte inferior do A agora é tão profundo de modo que suas perdas de matéria orgânica superam quaisquer ganhos de matéria orgânica e de incorporção de liteira. Eventualmente, muitas características dos horizontes abaixo desaparecem completamente ou são mascarados pela aquisição de novas feições, p. ex., o anterior horizonte A adquire morfologia de horizonte B. Almond & Tonkin (1999) observaram que os perfis inferiores de solos que sofreram espessamento lento podem ser mais intemperizados que o normal, porque nessas zonas que outrora estavam mais pertos da superfície, o intemperismo foi mais intenso. Sob esse aspecto, três possíveis cenários podem ocorrer em uma superfície agradante (Figura 5.45):

1. Migração ascendente lenta do novo sedimento perfil adentro, sem cumulização. Se as adições à superfície do solo são mais lentas que o índice que a pedogênces é capaz de assimilá-las, elas podem ser efetivamente incorporadas para dentro do perfil do solo;

2. Cumulização – se os índices de sedimentação geralmente harmonizam com o índice de asssimilação pedogênica e, ou, sobreimpressão do novo material, o solo torna-se superespesso (cumúlico);

3. Soterramento – se as adições de sedimentos superam os processos de pedogênese, esta não pode manter o mesmo ritmo do espessamento. O horizonte A torna-se mais espesso, mas sua parte superior (no novo sedimento), não é tão escura quanto a inferior, uma vez que a melanização não pode manter o mesmo ritmo da sedimentação. Por um curto intervalo de tempo o solo aparece como cumúlico. Logo, no entanto, o horizonte B e a parte inferior do A tornam-se relíquias. Nesse ponto, o solo é considerado efetivamente soterrado e o horizonte A formando-se novamente é mais fino e mais leve.

120

Figura 5.45 Uma cronosseqüência de 60.000 anos de idade mostrando duas rotas pedogênicas (pedogênese de cima para baixo e pedogênese de espessamento) para solos de terras altas na Nova Zelândia, que se desenvolveram em materiais de textura grosseira. A rota inferior consiste de uma cronosseqüência de solos em superfícies estáveis; a cronosseqüência na parte superior da figura mostra que a horizontização e as funções de profundidade do Fe e do Al para estes solos são afetados por pequenas adições incrementais de löess (Almond & Tonkin, 1999).

A cumulização é comum em terras altas e baixas de pastagens e desertos, devida às lentas adições de löess ou poeira e aos sedimentos aluviais (McDonald & Busacca, 1990). Em áreas úmidas a cumulização é confinada às terras baixas, onde os sedimentos foram carregados da encosta superior. 5.7.2. Análise de balnço de massa, esforço e colapso por auto-carga

Na análise de balanço de massa e reconstruções do solo usam-se equações que empregam as quantidades de constituintes estáveis para quantificar os ganhos e as perdas de materiais durante a pedogênese (Stolt et al., 1993). Por exemplo, a análise de balanço de massa pode indicar que um horizonte E tenha perdido argila, relativo ao que foi herdado do material parental, enquanto que um horizonte Bt pode ter ganho argila. Alguns processos da evolução da rocha para solo são isovolumétricos, p.ex., a formação do saprólito a partir do substrato rochoso. Em tais casos, a análise do balanço de massa geralmente revela uma perda de massa, mas não de volume (Stolt & Baker, 1994; 2000). Todavia, quando o material parental é convertido a solo, geralmente também há perda de volume, na medida em que o material colpasa. O colapso é facilitado por perdas por dissolução e pedoturbação. O termo deformação é usado para as mudanças volumétricas deformacionais que o solo sofre. Normalmente é expressa como uma mudança na espessura do perfil, i.e., uma mudança unidimensional no comprimento vertical dividido pelo comprimento original Figura 5.46).

121

Figura 5.46 Conceitos de tensão e balanço de massa (Brimhall & Dietrich, 1987). (a) Representação diagramática da conservação de massa e da deformação (colapso) para um perfil de solo em dois períodos em seu desenvolvimento. A massa do element i no solo antes do intemperismo é igual à massa no produto intemperizado. (b) Funções de profundidade da deformação líquida, calculada usando os conteúdos de Nb e Ti imóveis encontrado no rutilo. O solo é um Spodosol de uma floresta pigmy do Condado de Mendocino (Jenny et al., 1969).

A noção de volume de deformação dos solos e sedimentos, como uma parte da gênese de longo prazo, é uma parte importante de vários estudos pedológicos quantitativos (Brimhall et al., 1991a). Estes e outros estudos têm esclarecido o lento e sustentado colapso em solos, resutando na concentração de certos elementos imóveis. O trabalho de Brimhall tem sido particularmente importante para compreender como minérios se concentraram em alguns saprólitos. Nestas situações o colapso ocorre ao longo de longos períodos de tempo, geralmente por perda de materiais solúveis do perfil do solo, enriquecendo-os por isso em elementos insolúveis, tal como o Ni Um emergente e importante processo pedogênico é o colpaso por auto-carga. Bryant (1989) propôs pela primeira vez este tipo de processo de densificação do solo – que não se enquadra facilmente dentro dos sistemas quádruplos de processos, delineado por Simonson (1959). Bryant invocou o colpaso por auto-carga para explicar as altas densidades de horizontes Btx e Bx (fragipãs). Ele é, na essência, um novo tipo de processo pedogênico que toma emprestado parte de sua teoria de disciplinas da geologia e da engenharia civil. O colapso por auto-carga implica em que um solo ou um sedimento superficial colapse em si mesmo, aumentado a sua densidade global. Nenhuma força externa ou peso, tal como a avalanche de uma geleira, é necessária. O processo é visto como ocorrendo quando um depósito saturado tipo suspensão sofre dessecação e compacta ou colapsa em si mesmo, primariamente pelo rearranjamento de sua fábrica ou esqueleto. Quando reumedecido, os poros enchem-se de água, mas porque o conteúdo de umidade saturada do solo já colapsado de modo algum se aproxima daquela do solo pré-colapso, ele não pode colapsar na extensão que ele conseguiu inicialmente. Incrementos adicionais pequenos de colapso pode ocorrer com dessecação continuada posterior. Eventualmente, após ter atingir o estágio mais seco, ciclos repetidos de molhamento e secagem causam pequeno rearranjamento adicional da fábrica e o solo é considerado totalmente amadurecido. A pedogênese pode então atuar nela para formar uma fragipã, se as condições permitirem.

5.7.3 Adições

122

As adições de materiais ao perfil de um solo são provenientes de povoações de alta densidade, de resíduos vegetais e animais, dos produtos da erosão, de materiais aluviais, de materiais eólicos, de morainas, de cinzas vulcânicas, da precipitação pluvial e ainda adições por difusão e pelo lençol freático. As adições por fatores biológicos são feitas por florestas de alta densidade, decomposição dos seres vivos, transporte por cupins e minhocas e adições feitas pelo homem, por meio de corretivos, fertilizantes químicos e matéria orgânica. Os resíduos vegetais e animais, quando mineralizados, fornecem H2CO3 e HNO3 e outros ácidos capazes de influir nas transformações pedogenéticas dos perfis dos solos. Por difusão, podem ser adicionados aos solos oxigênio, gás carbônico e outros gases, sem os quais os processos de decomposição não são efetivados. Na ausência de oxigênio em solos inundados, com drenagem imperfeita e em solos muito compactados estabelece-se um ambiente redutor, capaz de produzir gases tóxicos às plantas, como o gás metano, o gás sulfídrico, etc. a partir de resíduos vegetais e animais.

Os produtos da erosão, provenientes das pendentes, são as adições coluvionares. Quando essa drenagem for excessiva, como sói ocorrer em solos de ambientes tropicais úmidos, há uma concentração relativa de óxidos de ferro e alumínio, formando-se os solos lateríticos. As adições pelos rios são do tipo aluvial e do tipo deltaico, formando-se as planícies de inundação, cujo exemplo clássico é o rio Nilo. As adições pelos mares dão-se por transgressões marinhas, com deposição de materiais sólidos e sais dissolvidos. A atuação dos sais dissolvidos manifesta-se pelos fenômenos de salinização e de colmatação de argilas e, ou, formação de solos tiomórficos em regiões litorâneas.

As adições pelo lençol freático dão-se pela ascensão capilar da parte inferior do perfil em regiões em que a precipitação pluvial é maior do que a evapotranspiração, com períodos secos intermitentes, quando então ocorre a ascensão de sais (Figura 5.47). A deposição dá-se na faixa de oscilação do lençol freático. Ainda existem as adições por cinzas vulcânicas, materiais eólicos e rochas sedimentares.

Figura 5.47. Adições ao perfil do solo por ascensão capilar, onde a evaporação é maior do que

a precipitação pluvial (a) e por flutuação do lençol freático (b).

H2O P < ETP

Ascensão capilar

H2O

Camada impermeável (a) (b)

Flutuação do lençol freático

Figura 5.48 Drenagem vertical (a) e oblíqua (b) de íons no perfil de um solo.

Ânions (HCO32-, Cl-, SO4

2-, NO3-), cátions (Na+, K+, C2+ e Mg2+) e óxidos

de Fe e Al e matéria orgânica em solução são subtraídos do perfil do solo.

(a)

(b)

123

5.7.4 Subtrações

Por subtrações entende-se a eliminação pedogenética de substâncias do perfil do solo, a dispersão coloidal, as subtrações pelas colheitas, a erosão geológica e a erosão acelerada.

Na eliminação de substâncias do perfil incluem-se os sais ou substâncias solúveis e suspensões finas que, juntamente com a dispersão coloidal, constituem-se no processo de lixiviação ou eluviação. Na lixiviação, necessariamente a precipitação é maior do que a evapotranspiração e há abundância de água livre no perfil. As principais substâncias subtraídas são divididas em quatro grupos (Figura 5.48):

– Ânions HCO32-, Cl-, SO4

2-, NO3-, etc.;

– SiO2, na forma de ácido silícico e na forma de sílica coloidal; – cátions alcalinos Na+ e K+; – alcalino-terrosos Ca2+ e Mg2+. Os seres vivos (fauna e flora – minhocas e raízes de plantas) competem com o processo

de lixiviação no perfil do solo. Na erosão geológica as substâncias são subtraídas do perfil principalmente pela lixiviação e pela erosão catastrófica, de grandes movimentos de massa. Na erosão acelerada (antropogênica), a subtração de substâncias do perfil chega ser de dezenas a centenas de vezes maior do que na erosão geológica.

As transferências de materiais dentro do perfil do solo podem ser consideradas um tipo especial de subtração, pois costumam ocorrer em condições de precipitação pluvial insuficiente e, ou, impedimento à drenagem. Seu agente é sempre a água natural e as substâncias transferidas são essencialmente materiais de tamanho coloidal. As substâncias transferidas são os carbonatos de Ca e Mg, o sulfato de Ca, os compostos de Fe, Al e Mn e a matéria orgânica. As transferências de materiais coloidais no perfil do solo são denominadas de lixiviação limi-tada.

5.7.5 Transformações químicas

O solo é composto das frações sólida, líquida e gasosa. Na fração sólida incluem-se os minerais primários, os secundários, a matéria orgânica bruta, os gels de óxidos de Fe, Al, Mn e Si e de matéria orgânica e os seres vivos. A fração sólida é composta de minerais primários alteráveis e inalteráveis, sendo que os últimos persistem no perfil como materiais residuais do processo global de intemperismo. Nos minerais secundários incluem-se as frações de silte e argila, com maior ou menor grau de cristalização. Os gels de Fe, Al, Mn e Si ocorrem em proporções específicas para cada processo interno de formação do solo. Na fração líquida incluem-se os solutos de ânions (HCO3

2-, Cl-, SO42-, NO3

-), cátions (Na+, K+, Ca2+ e Mg2+) e óxidos de Fe (III) e Al e matéria orgânica em solução, que tanto podem adicionados quanto subtraídos do perfil do solo. As transformações ou processos químicos ativos na gênese do solo tem principais agentes a água e o ar. A água adiciona os ânions CO2, O2, OH-, SO4

2-, NO3-, HCO3

- e CO32-.

As principais transformações que ocorrem rochas e perfis são a hidratação, juntamente com a dissolução e hidrólise, a oxidação e a redução, a carbonatação, a acidólise, a queluviação (ou quelação) e o intemperismo biológico. Na hidrólise os silicatos reagem com H+ e OH- da água, que pode ocorrer con-comitantemente com a dissolução dos minerais primários e alguns secundários. A dissolução é, inicialmente, um processo físico e em seqüência, químico. O H+ ativo (em solução) reagem com os silicatos de alumínio para formar os argilo-minerais; as OH-, juntamente com os cátions metálicos são carreados para os oceanos, num processo de reação alcalina. A hidratação, a rigor, é um processo físico, embora a água estrutural de moléculas (substâncias) hidratadas seja de ordem química, pois a água inicialmente aumenta o volume, a textura e a friabilidade do material em processo de intemperismo.

124

A oxidação é processo de perda de e-, cuja principal reação ocorre com os elementos ferro e manganês das rochas e com a matéria orgânica, que são oxidados. Como exemplos, temos a oxidação da pirita para goethita (FeS2 + O2 à FeOOH + H2SO4) e a oxidação da matéria orgânica para diversos compostos intermediários e produção (oxidação total até CO2). A redução é o processo inverso da oxidação, pois há ganho de e- na ausência de oxigênio. É mais importante nos solos inundados. Ocorrem as reduções do ferro(III) a ferro(II); do manganês (IV) para manganês (II); do nitrato para nitrito, amônio e nitrogênio elementar (NO3

- à NO2

- à NH4

+ à N2); do sulfato para enxofre elementar e anidrido sulfuroso (SO4

2- à

So à H2S).

Na queluviação os íons (geralmente metálicos, como o ferro, manganês, zinco, etc.) são retidos dentro de anéis de substâncias quelantes (complexantes), condição na qual são lixiviados, como ocorre no processo de podzolização, que será detalhado mais adiante. No processo de carbonatação há a combinação inicial de íons CO3

2- carbonato) ou HCO3

- (bicarbonato) com cálcio, ferro e manganês dos minerais, formando compostos com maior ou menor grau de solubilidade. Na combinação posterior com o ácido carbônico produ-zem-se compostos mais solúveis. Um exemplo é a reação da calcita com o ácido carbônico

CaCO3 + H2CO3 º Ca(HCO3)2, em que a calcita é insolúvel e o bicarbonato de cálcio solúvel.

5.7.6. Transformações biológicas

As transformações biológicas que ocorrem no perfil de um solo referem-se essencialmente às transformações da matéria orgânica, ou sejam, os processos de humificação e de mineralização. Dentro dos conceitos atuais existem dois tipos básicos de matéria orgânica no solo: as substâncias húmicas e as substâncias não húmicas (Kononova, 1966). As substâncias não húmicas englobam os aminoácidos, os carboidratos, lipídeos, etc. São substâncias de baixo peso molecular, com cadeias lineares e, consequentemente, de fácil degradação, servindo de fonte de energia e nutrientes (estes em pequenas quantidades). Repre-sentam cerca de 10% da matéria orgânica do solo. As substâncias húmicas, a rigor, não são entidades químicas definidas, devido a sua alta complexidade. Possuem alto peso molecular, de cadeias polimerizadas cíclicas e cíclico-aromáticas, de cor castanha a negra. São formadas por síntese secundária, via metabolismo dos microorganismos do solo. Por isso a sua decomposição é bem mais difícil que a das substâncias não húmicas.

5.7.5. Transformações físicas

As transformações físicas que ocorrem nos processos de formação do solo são as varia-ção de temperatura e a ação mecânica da água, do vento e das raízes na desagregação e intem-perismo das rochas (Crocker, 1967). A variação da temperatura provoca a tensão superficial sobre as rochas, resultando na sua fratura e posterior desagregação e intemperismo. Na ação mecânica da água os efeitos são evidenciados pelo choque das ondas do mar, pelo solapamento das paredes dos cursos dos rios e pelo congelamento e degelo alternado das rochas. A ação mecânica do vento é importante em regiões áridas e quentes, proporcionando às rochas estruturas mais friáveis e mais porosas. A ação mecânica das raízes exerce pressões formidáveis sobre as rochas, provocando a desagregação, geralmente seguida pela colonização por plantas pioneiras como líquens, musgos e gramíneas (Polynov, 1930). Os processos físicos de gênese dos solos são divididos em macroprocessos, processos médios e microprocessos. Os macroprocessos tratam do desenvolvimento da paisagem; os processos médios do movimento de pedras até a argila no perfil do solo; os microprocessos do movimento de argila (< 0,2 mm). É bom lembrar que esses processos ocorrem simultaneamente

125

e podem sofrer "alterações de percurso" por causa de alterações climáticas, ciclos sucessivos de erosão e soerguimento e outros eventos geológicos.

5.7.5.1 Macroprocessos físicos

No ciclo da paisagem há a concorrência concomitante de processos de erosão e sedi-mentação e processos de soerguimento, que interagem com o ciclo dos solos (do intemperis-mo). No ciclo dos solos podem ocorrer transferências de matéria orgânica, argila, etc.; adições de matéria orgânica, água, minerais, energia etc.; remoções (subtrações) de sais solúveis, car-bonatos de cálcio e magnésio, matéria orgânica, etc.; transformações de minerais, matéria orgâ-nica, etc.

O desenvolvimento da paisagem é exposto conceitualmente na Figura 5.xx, em que se visualiza o ciclo da paisagem, o ciclo dos solos e o ciclo hidrológico. No ciclo da paisagem há a concorrência concomitante de processos de erosão e sedimentação e processos de soerguimento, que interagem com o ciclo dos solos (do intemperismo). No ciclo dos solos podem ocorrer transferências, adições e transformações de matéria orgânica, argila, água, mine-rais, energia etc.; remoções (subtrações) de sais solúveis, carbonatos de cálcio e magnésio, matéria orgânica, etc.

A forma das paisagens é muito importante na gênese dos solos, porém, ainda não são

Figura 5.49. Desenvolvimento da paisagem: a) ciclo da paisagem; b) ciclo hidrológico.

Intemperismo Erosão e sedimentação

Ciclo da paisagem

Síntese

Ciclo dos Solos

Soerguimento

a) Ciclo da paisagem

b) Ciclo hidrológico

Água

ET

126

perfeitamente entendidos os processos de formação das paisagens. Não existe uma forma universal. Vamos explicitar três modelos: a) Davis (1899) & Marbut (1951); b) Penck (1924), King (1953) & Ruhe (1960) e c) Dalrymple et al. (1968).

No modelo de Davis (1899) e de Marbut (1951) a erosão da paisagem inicia-se pelas formas mais altas (aguçadas), ocorrendo a sedimentação dos materiais intemperizados nas pro-ximidades dos rios. Nas áreas planas formam-se os solos maduros (velhos); nas áreas on-duladas, os solos estão supostamente em equilíbrio com o ambiente. Enquadram-se nos concei-tos de juventude, intermediário e maturidade.

O segundo modelo, de Penck (1953), King (1962) e Ruhe (1969a) é formado de quatro elementos: crista, escarpa, pedimento e planície aluvial (Figura 5.49). O modelo mostra as se-guintes implicações com a gênese dos solos:

- Os solos geralmente estão em equilíbrio com o ambiente, mas apresentam ciclos, em que ocorrem desenvolvimento de superfícies novas, desenvolvimento de solos (catenas de Milne, 1935) e destruição de solos por inumação (paleossolos);

- os solos desenvolvem-se em materiais residuais, materiais transportados ou ambos; - em determinadas situações o material solo (acima) pode constituir-se em material

originário para outro solo abaixo, como ocorre em encostas de planaltos. O modelo de Dalrymple et al. (1968) (Figura 5.50), de superfície do terreno, de nove

elementos, é essencialmente uma abordagem bidimensional, embora possa englobar uma bacia de drenagem inteira.

O modelo baseia-se na forma e nos processos geomorfológicos e pedogenéticos,

tentando dividir os perfis de declive e ainda ao mesmo tempo integrar os componentes, con-siderando o material e o fluxo de água. Nas unidades 1 (interflúvio) e 2 (declive de lavagem ou lixiviação) os processos pedogenéticos e o movimento de água predominam. O declive de

Figura 5.50. Modelo hipotético da superfície do terreno (paisagem) com nove unidades ou

compartimentos (Dalrymple et al., 1968).

127

rastejamento convexo (convex creep slope) da unidade 3 é caracterizado pelos processos geomorfológicos e pedogenéticos. As unidades 4 (face de queda e 5 (meia-encosta de transporte), são controlados pelos processos pedogenéticos e movimentos de massa. O pedimento coluvial (unidade 6) compreende tanto processos geomorfológicos como pedogenéticos. O pedimento aluvial (unidade 7) é controlado pelo movimento da água subsuperficial e por incursões periódicas do rio durante as enchentes. As unidades 8 (parede do canal) e 9 (leito do canal) são controlados totalmente pelo rio.

O modelo é considerado apropriado para o estudo integrado da pedologia e da geomorfologia. Alguns autores consideram-no como uma extensão do conceito de catena de Milne (1935).

5.7.5.2. Processos médios

Os processos médios caracterizam-se pelos grandes movimentos de materiais entre ho-rizontes: pedras, cascalhos, areia silte e argila, devidos à solifluxão, à ação das plantas e dos animais, ao umedecimento e ao secamento alternados dos solos e ao congelamento. A solifluxão é o deslocamento de solo ou de rochas desagregadas nas encostas das elevações. Costumam ocorrer durante chuvas prolongadas, embebendo grandes massas de água no manto de intemperismo. Distinguem-se dois tipos de solifluxão:

- rastejamento (soil creeping, surface creeping) – o é deslocamento contínuo e lento da massa do solo, cujas causas fundamentais são a declividade e a permeabilidade do manto de intemperismo;

- escorregamento, que é o deslocamento intensamente acelerado, cujas causas são o aumento do talude inicial por erosão fluvial e ação do homem (cortes de estradas em regiões montanhosas) e devastação de matas.

A ação de plantas deve-se principalmente aos ácidos orgânicos provenientes de excreções de tecidos vegetais, vivos ou mortos. A ação dos animais (roedores, térmites, formigas, minhocas, etc.) manifesta-se de maneira mais evidente pela movimentação do solo dentro do perfil. O umedecimento e a secagem mostram seus efeitos de forma mais dramática nos solos com argilas 2:1. O congelamento apenas tem importância em regiões frias.

5.7.5.3 Microprocessos

Os microprocessos caracterizam-se por movimentação da fração argila menor que 0,2 mm. O processo é visualizado macroscopicamente pela cerosidades (cutans, argilans, slicken-sides, etc.), que são filmes de argilas recobrindo as partículas do solo, principalmente no horizonte B (slickensides), onde se caracterizam como cutans de compressão. Os microprocessos (físico-químicos) são muito importantes no desenvolvimento do perfil do solo por causas de:

- Lessivage –ou suspensões livres do solo, que migram pelos canais, fendas, macro- e microporos. É a chamada iluviação da argila, característica dos horizontes B textural (para onde migrou a argila menor que 0,2 mm). Podem ainda ocorrer os duripans, fragipans, horizontes sálicos, etc., por efeito de transporte seletivo de materiais dentro do perfil, quando a precipitação for maior que a evapotranspiração. Ao contrário, quando a evapotranspiração for maior que a precipitação, verifica-se a ascensão capilar;

- soluções vasculares dos tecidos – há excreção de ácidos orgânicos no meio.

5.7 Processos internos de formação de solos

Por processos internos entendem-se todas as reações de ordem físico-química e de ordem biológica que ocorrem dentro do perfil do solo e efetivamente condicionam a gênese de

128

um solo. Os principais processos internos são condicionados por: - acumulação de matéria orgânica, com a formação de ácidos fúlvicos e húmicos; - lixiviação e acidificação do solo (subtração de bases): Ca, Mg, Na, K, etc.); - translocação de Fe e Al (aos quais podem juntar-se P, Mn e argila); - translocação de silício no perfil; - oxidação/redução; - ascensão capilar (adição de sais ao perfil). Num dado ambiente pedogenético, dependendo da intensidade de cada processo em

particular, ocorrem os seguintes processos internos de formação de solos: podzolização, latos-solização, gleização, plintização, paludização, salinização e calcificação, já anteriormente abor-dados.

129

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