Apostila De Geologia E Mineralogia

Transcript

1 UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA FACULDADE DE CIÊNCIAS AGRÁRIAS E VETERINÁRIAS CAMPUS DE JABOTICABAL UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA APOSTILA DE GEOLOGIA E MINERALOGIA Prof. Dr. José Marques Júnior Jaboticabal – SP 2005 1 CAPÍTULO 1. O SOLO E O ECOSSISTEMA 1.1. Introdução A agricultura é a exploração da energia solar possível pelo suprimento adequado de água e nutrientes para manter o crescimento das plantas (MONTEITH, 1958). O comportamento das plantas quer sejam pertencentes à vegetação natural ou as referentes aos ecossistemas agrícolas, depende de uma série de fatores diretos ou qualidades do ambiente e essas qualidades, por sua vez, dependem de fatores indiretos . Tabela 1. Qualidades ecológicas do ambiente agrícola e seus fatores determinantes (RESENDE, 1988). Abióticos Agrícolas Bióticos Qualidade do ambiente quanto Fatores determinantes dessas a fatores diretos qualidades (indiretos) Latitude, altitude, exposição, coR - Radiação solar bertura vegetal, nebulosidade, unidade atmosférica, poluição atmosférica A - Água Precipitação, evapotranspiração, solo, planta T - Temperatura Latitude, altitude, exposição e constituição do solo O - Oxigênio Drenagem e permeabilidade do solo G - Gás Carbônico Organismos, latitude, altitude, exposição e atividade industrial V - Vento Exposição, latitude, altitude, relevo, continentalidade N - Nutrientes Solo, organismos, clima E - Suscetibilidade á erosão Precipitação, solo (inclui relevo), cobertura M - Impedimento à mecanização Relevo, textura, pedregosidade, drenagem, tipo de argila P - Pragas D - Doenças H - Homem 2 As qualidades se interdependem fortemente. Os nutrientes constituem uma destas qualidades. As inter - relações de dependência entre os nutrientes (N) e os fatores indiretos (solo , organismos , clima), e ainda as inter- relações entre os nutrientes e outros fatores diretos, tais como radiação solar (R), água (A), temperatura (T), arejamento do solo (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente. (a) ORGANISMOS R A T NUTRIENTES NUTRIENTES SOLO CLIMA E O Figura 1 - Esquema mostrando nutrientes como dependendo (a) genericamente do solo , clima e organismos, ( b ) das interações com outras qualidades do ambiente , como radiação (R) , água (A), temperatura (T), oxigênio (O) e erosão(E) (RESENDE, 1988). O homem, diante de seus problemas ambientais tem assumido duas atitudes: ou os enfrenta tentando reduzi-los (práticas de redução), ou busca conviver com os mesmos (prática de convivência). A adubação e a irrigação são práticas de redução dos problemas de deficiência de nutrientes e água, respectivamente. O uso de variedades tolerantes mostra o uso da prática de convivência. 3 Tabela 2. Classificação das práticas agrícolas, em práticas de redução e de convivência. Estão excluídos os deltas biológicos (pragas, doenças, etc), geográficos (localização, transporte etc.) e sócio-econômicos. Deltas Práticas de Redução Nutrientes, ∆F Adubação, calagem, aplicação de Espécies e variedades selecionadas; gesso, adubação verde etc. Prática de Convivência agricultura nômade com pousio e queima. Água, ∆A Irrigação, “mulch”, terraços, sul- Espécies e variedades selecionadas; cos. lavoura seca; plantas de ciclo curto e época de plantio; culturas em faixas; “mulch”. Oxigênio, ∆O Drenagem, enleiramento. Espécies (arroz) e variedades selecionadas; Terraceamento, cordões em con- Semeadura em curvas de nível; cultu- Erosão, ∆E torno, terraços em patamar, banco ras em faixas; cobertura do terraço; ou escada; banquetas individuais; cultivos alternados; renques de vegeenleiramentos permanentes; vale- tação cerrada; agricultura nômade, tamento; coveamento e encordo- pequenos talhões; consorciação de culturas. amento do mato. Mecanização, ∆M Pouco usadas: nivelamento de Ajuste dos implementos cada vez terreno; preparo de terraços; reti- mais leves até a tração animal e mesmo implementos manuais, con- rada de pedras. forme o agravamento do desvio. Ajuste do implemento (tamanho de rodas, por exemplo). Temperatura, ∆T “Mulch”, sombreamento, combate Espécies e variedades selecionadas; à geada, estufa, estufim (fermen- época de plantio; profundidade de tação de material orgânico e co- plantio. bertura plástica). Luminosidade, ∆L Estufas, sombreamento, branco. Gás Carbônico, ∆C Direcionamento, pintar Espécies e variedades selecionadas; época de plantio; sombreamento. decomposição Espécies, variedades e espaçamento. biológica. Vento, ∆V Quebra-vento, alinhamento. Espécies e variedades selecionadas, tratos conforme hora do dia. Poder-se-ia, por exemplo, representar esses problemas em forma de um tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a base. 4 Organismos Influência dos aspectos sócio-econômicos Clima Solo Figura 2. Inter-relações representadas pelo tetraedro (Resende, 1982) 1.2 Os solos nos Ecossistemas A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição peculiar (Pedosfera) . Atmosfera Pedosfera Biosfera Hidrosfera Litosfera Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera. (Resende, 1988). Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as relações solo-planta sem esta atenção para o funcionamento deste sistema. A ecotessela (fitotessela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e permite, por exemplo, o en- 5 tendimento da ocorrência de um solo pobre e vegetação rica numa região pluviosa (Floresta Amazônica) e solo pobre numa região com deficiência de água (cerrado). FITOTESSELA ECOTESSELA OU TESSELA VEGETAÇÃO PEDOTESSELA ROCHA Figura 4. Esquema mostrando o ecossistema (tessela) formado de fitotessela e pedotessela. A ecotessela pode ser rica em nutrientes, estando estes praticamente só na fitotessela (floresta amazônica) ou na pedotessela (caatinga) (Resende, 1988). Os solos mais profundos permitem a existência de um ecossistema mais estável (Figura 5). 6 ESPÉCIES OPORTUNISTAS ESPÉCIES PIONEIRAS ROCHA EXPOSTA MATÉRIA ORGÂNICA – BIOMASSA – FLUXO DE NUTRIENTES – DIVERSIDADE - ESTABILIDADE ESPÉCIES ESTÁVEIS (MATA ABERTA) ESPÉCIES ESTÁVEIS (MATA FECHADA ) SOLO ROCHA-MÃE Figura 5. Esquema simplificado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior parte de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é regra, predominam espécies capazes de vencer a competição por espaço, usando maior quantidade de energia na especialização de funções. (Modificado de PASCHOAL, 1987) Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das forças bioclimáticas que transformam a rocha em solo, determina grandes variações no solo. 7 CLIMA E ORGANISMOS SOLO PROCES- ROCHA EXPOSTA TEMPO Figura 6. Fatores de formação do solo e pedogênese. Quando as forças bioclimáticas são pouco intensas, como numa região mais seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os Latossolos tendem a não existir e os imediatamente mais novos ocupam as suas posições. A heterogeneidade de ambientes é, portanto, menor nos solos mais velhos (Chapadões do Planalto Central) e maior nos solos mais jovens. No Agreste Pernambucano, por exemplo, numa mesma propriedade existem solos que se prestam a pastagem (capim-raiz), enquanto a mandioca, muito importante na fabricação da farinha, só pode ser plantada nos solos mais profundos. Essas idéias sobre a relação do solo com o ecossistema, foram extraídas da apostila: Solos Tropicais, de autoria do Prof. Mauro Resende (NEPUT-Viçosa-MG). Julgamos de extrema importância situar a litosfera no contexto global do ecossistema. O entendimento da sua interação com as demais esferas permite visualizar as complexas fases de evolução do ecossistema sintetizadas nos atributos do solo. 8 CAPÍTULO 2. ESPÉCIE MINERAL 2.1. Introdução Espécie mineral é qualquer fase cristalina de natureza inorgânica. Essa definição impõe, de imediato, as 3 condições necessárias e suficientes para definir espécie mineral: a - caráter inorgânico; b - ocorrência natural; c - estrutura cristalina. Qualquer parte do universo que preencha essas 3 condições é espécie mineral. As rochas e os solos são formados, na sua quase totalidade, de minerais de diferentes espécies. Todos os minerais têm em comum o fato de possuírem estrutura cristalina. As propriedades de cada mineral decorrem da sua composição química e da natureza cristalina, ou seja, da sua condição de cristal. Então, o conhecimento do estado cristalino é fundamental para o estudo de mineralogia e, portanto, dos solos. 2.2. Noções de cristalografia A cristalografia é uma ciência que estuda o estado cristalino e foi desenvolvida inicialmente como um ramo da mineralogia que estuda a estrutura interna, a forma externa e as leis que governam o crescimento de cristais. Todos os minerais tem uma determinada estrutura cristalina, isto é, seus íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espécie. Isto equivale a dizer que cada espécie mineral pertence a um determinado sistema e possui uma cela unitária específica. 2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária A característica fundamental do estado cristalino é o arranjo regular dos átomos, moléculas ou íons nas três direções do espaço. A distância, a partir da origem comum, a cada um dos átomos situados nos eixos cristalográficos X, Y e Z define os 9 parâmetros a0, b0 e c0 da cela unitária (Figura 7). Os eixos cristalográficos definem os ângulos α, β e γ, que combinados com os parâmetros caracterizam as substâncias cristalinas. Z c0 β α b0 Y a0 γ X Figura 7. Eixos cristalográficos X, Y e Z, parâmetros e cela unitária. Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara: - Estrutura cristalina: minerais de arranjo atômicos (e moleculares) regulares de grande extensão em três dimensões. - Estrutura não cristalina: não há o padrão anterior e o ordenamento dos átomos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana. - Estrutura para-cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo menos uma direção cristalográfica. Ex.:Iwojolita. - Cela unitária: o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional, denominada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma e o tamanho da cela unitária são especificadas pelo comprimento de suas arestas e os ângulos entre as mesmas (Figura 8). 10 b (0 1 (0 0 0) 1) z y (100) c b a a x Figura 8. Representação da cela unitária em cristal de goethita. - Distância interplanar: é a distância entre dois planos paralelos do retículo cristalino, os quais contêm átomos, moléculas ou íons e podem ser traçados arbitrariamente (Figura 9). A distância interplanar é representada pela letra d e medida em ângström, que é igual a 10-8 cm. d 2 Y d1 X d 3 Figura 9. Representação do retículo cristalino, assinalando-se algumas famílias de planos possíveis, com as distâncias interplanares d correspondentes. - Espaçamento basal - é certo de que separa planos do retículo perpendicular ao eixo cristalográfico Z, e que nos argilo-minerais é um plano de fraqueza pelo qual o 11 mineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última propriedade denomina-se clivagem (Figura 10). Z Y X Figura 10. Planos de clivagem da mica. - cristais são onisotrópicos - sem características podem variar nas diferentes direções cristalográficas. - Desordem estrutural: a repetição infinita do padrão de átomos representa o cristal ideal teórico. De fato, o cristal real apresenta desvios em relação ao ideal, que se expressam como defeitos estruturais, sendo muito comuns em minerais dos solos. Algumas causas: (a) variação na composição atômica de um cela para outra; (b) deslocamentos direcionais de camadas que produzem diferentes arranjos no seu empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de camadas formando estruturas mistas, etc. 2.2.2. Sistemas Cristalinos Sistema Cristalino: dividindo-se o espaço em três planos, podemos produzir celas unitárias de vários tipos, dependendo de como arranjamos esses planos. Por exemplo, se os planos nas três direções estão espaçados de igual distância e mutuamente perpendiculares, a cela unitária será cúbica. Neste caso, as dimensões a, b e c são iguais e os ângulos entre eles são retos, ou a=b=c; e α=β=γ=90º. Atribuindo valores especiais ao comprimento dos eixos e ângulos, pode-se produzir celas unitárias de vários tipos e conseqüentemente vários tipos de redes, desde que os pontos 12 das redes estejam localizados nas arestas das celas. Utilizando critérios básicos de simetria, pode-se provar que apenas sete tipos diferentes de celas são necessárias para abranger todas as redes possíveis. Estas redes correspondem ao sete sistema cristalino, pelos quais todos os cristais podem ser classificados. Algumas das 32 classes de cristais possuem características de simetria em comum com outras o que permite sua transferência para grupos maiores denominados sistemas cristalinos. Os seis sistemas cristalinos estão relacionados abaixo com os eixos cristalográficos e a simetria característica de cada um. Simetria isométrico → todos os cristais deste sistema possuem quatro eixos ternários de simetria e são referidos aos três eixos perpendiculares entre si, de comprimentos iguais (Figura 11). Sistema hexagonal → todos os cristais deste sistema têm um eixo de simetria único ternário ou senário. Eles são referidos a quatro eixos cristalográficos, três eio xos horizontais, iguais, cortam-se em ângulos de 120 , o quarto é de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três (Figura 11). Sistema tetragonal → um único eixo de simetria quaternário caracteriza os cristais deste sistema. Os cristais são referidos a três eixos mutuamente perpendiculares; os dois eixos horizontais são de comprimento igual, mas o eixo vertical é mais curto, ou mais longo, do que os outros dois (Figura 11). Sistema ortorrômbico → este sistema apresenta três elementos de simetria binária, isto é, planos de simetria ou eixos de simetria binários. São referidos aos três eixos perpendiculares entre si, todos de comprimento diferente (Figura 12). Sistema monoclínico → estes cristais são caracterizados por um eixo de simetria único, binário, ou por um plano de simetria único, ou pela combinação de um eixo binário e um plano de simetria. Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo oblíquo, sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (Figura 12). Sistema triclínico → possui um eixo de simetria unitário como sua única simetria. Este pode ser um eixo simples rotatório, ou um eixo unitário de inversão rotató- 13 ria. Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, que se cortam formando ângulos oblíquos (Figura 12). Figura 11. Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbico ou isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos ângulos. α, β e γ correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988). 14 Figura 12. Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (D) ortorrômbico, (E) monoclínico , (F) triclínico (Popp, 1988). 2.3. Princípio da coordenação 15 A formação dos minerais não é casual, obedece certas regras e teorias, das quais o princípio de coordenação é uma das mais importantes. Qualquer que seja o processo de gênese (solução, fusão, sublimação, etc.) ao ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os íons iguais adquirem vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá-se o nome de coordenação - cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior número possível de íons de carga contrária, ligando-se de modo igual a todos eles. Número de coordenação (NC) de um íon em relação a outro de carga contrária é o número de íons coordenados ao seu redor, isto é, é o número de vértices do poliedro de coordenação. 4+ Na caulinita, por exemplo, o NC de Si 2- em relação a 0 é 4 e o NC de Al 3+ - em relação a OH é 6 (Figura 13). Figura 13. Estrutura espacial da caulinita. O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos tamanhos relativos dos íons coordenador e coordenado. Trata-se, em essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de outra, de raio diferente. Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 8 íons fluor (coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 4 íons cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro de íons flúor 16 em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF2 e com as valências usuais do Ca e do F. No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das esferas em valor absoluto, mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenados. Isto expressa-se pela relação de raios, RC/RA, onde RC é o raio do cátion e RA o raio do 4+ ânion, em unidades “angstron”. Portanto, se o íon coordenador for Si 2- 4+ e os íons co- 2- ordenados forem O , a relação de raios será RSi /RO = 0,42 Å/1,40 Å = 0,3. Sempre que se tiver esferas cujos raios estejam nessa relação, é possível a sua participação na configuração tetraédrica. Em resumo, são os seguintes os tipos mais freqüentes de coordenação nos minerais e seus respectivos limites de estabilidade. NC TIPO DE COORDENAÇÃO RELAÇÃO DE RAIOS 12 cúbica compactada 1 8 cúbica 1 a 0,73 6 octaédrica 0,73 a 0,41 4 tetraédrica 0,41 a 0,22 3 triangular 0,22 a 0,15 2 linear < 0,15 Na Figura 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de coordenação. 17 88 COORDENAÇÃO COORDENAÇÃO 12 12 COORDENAÇÃO COORDENAÇÃO 44 66 COORDENAÇÃO 22 COORDENAÇÃO 3 3 Figura 14. Esquema dos principais tipos de coordenação. A tabela 3, mostra os valores de NC, calculados, observados na estrutura dos principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O2- (RO2- =1,40 Å). 18 2- 2- Tabela. 3. Número de coordenação dos principais cátions em relação ao O (RO = 1,40 Å). CÁTION NC OBSERVADO 1,19 12 12 1,34 0,96 8 8 a 12 1,33 0,95 8 8 a 12 RC/RO + 1,67 2+ Ba + Cs K Sr + 2- NC CALCULADO RAIO (Å) 1,12 0,80 8 8 Ca 2+ 0,99 0,71 6 6a8 Na + 0,97 0,69 6 6a8 2+ 0,80 0,57 6 6 0,74 0,53 6 6 0,68 0,49 6 6 0,68 0,49 6 6 0,66 0,47 6 6 Mn Fe 2+ + Li 4+ Ti Mg Fe 2+ 3+ 0,64 0,46 6 6 3+ 0,51 0,36 4 4a6 4+ 0,42 0,30 4 4 Al Si As diferenças entre o NC calculado e observado pode ser explicado de diversas maneiras. 2.4. Substituição Iônica Na natureza, as espécies minerais formam-se a partir de sistemas de composição química muito complexa, de maneira que existe sempre a possibilidade de um íon ser substituído por outro, durante a formação de uma determinada espécie mineral. Ocorrem variações em suas composições químicas, podendo atingir grandes proporções. A análise química de olivinas (Mg, Fe)2 SiO4, mostra, nos diferentes exemplares, grande variação nos teores de Fe e Mg. Conhecem-se olivinas de composições variando desde Mg2SiO4 até Fe2SiO4, com todos os teores intermediários de Mg e Fe. A análise de magnetita, FeFe2O4 , revela teores variáveis de Mn, Mg, Zn e Ni. Esses cátions aparentemente estranhos à composição química do mineral, não são considerados como impurezas, localizadas em interstícios da grade cristalina, mas fazem parte da estrutura do mineral, ocupando o lugar de outro cátion. Na olivina, Mg e Fe ocupam posições equivalentes nos centros de octaedros de coordenação. Na magnetita, Mn, Mg, Zn e Ni ocupam posições iguais às de Fe. 19 O fenômeno é chamado substituição iônica. Ao contrário do que a palavra substituição sugere, não se trata da saída de um íon do retículo cristalino e da entrada de outro no seu lugar. O fenômeno ocorre no momento da formação do mineral: ao se reunirem cátions e ânions para formar as vizinhanças, cuja repetição ordenada formará o mineral, um determinado sítio da estrutura pode ser ocupado por qualquer íon que preencha as condições de tamanho e carga requeridas pelo edifício cristalino e que esteja disponível no ambiente de formação. Embora a substituição iônica seja mais freqüente entre os cátions, também é - - - comum entre ânions. Na apatita Ca5 (F, Cl, OH) (PO4)3, os ânions F , OH e Cl substituem-se mutuamente em todas as proporções. A predominância de um ânion sobre os demais caracterizará um fluorapatita, cloroapatita ou hidroxiapatita. Ainda nos 3- fosfatos, é comum a substituição de (PO4) por (ASO4) 3- 3- ou (VO3) em qualquer proporção. A substituição iônica em minerais leva à formação de soluções sólidas, que são verdadeiras soluções de um sólido em outro. O cristal é perfeitamente homogêneo e nele não se reconhecem parte de um sólido ou de outro. É, portanto, a formação de soluções sólidas e é função principalmente do tamanho dos íons envolvidos. A presença de um íon na estrutura está condicionada a uma exigência de espaço, que deve ser suficiente para comportar o seu tamanho. A substituição iônica entre íons de tamanho diferente é afetada pela temperatura e é facilitada quando os íons envolvidos têm a mesma carga elétrica (valência). Esse fator, entretanto, não é limitante quando a diferença de carga for igual a 1. Substituições entre íons de cargas diferentes ocorrem paralelamente a outras substituições compensatórias. Geralmente, diferenças de cargas superiores a 1 dificultam ou impedem substituições, possivelmente por dificuldades no restabelecimento do equilíbrio de cargas, mesmo quando o tamanho não é fator limitante. As substituições iônicas de cátions de maior valência por cátions de menor valência nem sempre são compensadas na estrutura de alguns minerais, principal- 20 mente nos minerais de argila, resultando, como conseqüência um excesso de cargas negativas. A quantidade de cargas negativas existentes no solo é medida pela Capacidade de Troca de Cátions - CTC. É expressa em equivalentes miligrama por 100 gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido a substituição iônica é chamada de CTC permanente. Na tabela 4. encontram-se valores da CTC permanente de alguns minerais comuns do solo. Tabela 4. Capacidade de Troca de Cátions - CTC - permanente de alguns minerais comuns do solo. Mineral CTC permanente (meq/100 g) MONTMORILONITA (ESMECTITA) 112 VERMICULITA 85 ILITA 11 CAULINITA 1 GIBBSITA 0 GOETHITA 0 A quantidade e o tipo de carga existente no solo é de extrema importância pois relaciona-se com inúmeras propriedades químicas e físico-químicas dos solos, principalmente relacionadas a sua fertilidade. 2.5. Espécie Mineral Espécie mineral é qualquer fase cristalina da natureza inorgânica. As condições desta definição admitem as seguintes considerações: a) caráter inorgânico. Estão excluídas da definição todas as substâncias orgânicas. b) ocorrência natural. Excluem-se da definição todas as substâncias elaboradas pelo homem. Toda espécie mineral ocorre espontaneamente na natureza inorgânica. 21 c) composição química. Toda espécie mineral tem composição química definida, comum a todos os cristais da espécie. d) estrutura cristalina. Todos os minerais têm uma determinada estrutura cristalina, isto é, seus íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espécie. Isto equivale a dizer que cada espécie mineral pertence a um determinado sistema e possui uma cela unitária específica. PROPRIEDADES ESSENCIAIS A composição química e a natureza da estrutura cristalina são as propriedades essenciais de uma espécie mineral, uma vez que é da sua interação que resulta o conjunto de propriedades da espécie. Decorrem, então, os princípios básicos da Mineralogia: 1) Cada espécie mineral possui um conjunto de propriedades que a distingue das demais. 2) Cada cristal de uma mesma espécie mineral exibe o mesmo conjunto de propriedades, onde quer que se encontre e independentemente do seu tamanho. 2.6. Classificação das espécies minerais O critério de classificação consiste em pelo menos um atributo comum entre um dos elementos de uma mesma classe. O critério utilizado pode obedecer ao objetivo a que se destina a classificação; a) Características cristalográficas. Os minerais podem ser classificados dentro dos 6 sistemas já descritos: minerais isométricos, tetragonais, hexagonais, ortorrômbicos, monoclínicos e triclinicos . b) Propriedades físicas. Qualquer propriedade física pode ser usada como critério de classificação: densidade, cor, dureza, brilho, etc. c) Elementos presentes. Reúnem-se em uma mesma classe, minerais contendo o mesmo elemento. 22 d) Processo genético. Grupa seus minerais de acordo com o seu processo de gênese: magmático, metamórfico, sedimentar, pneumotolítico, hidroternal, etc. e) Composição química. As espécies são classificadas de acordo com a natureza do grupo aniônico, o que confere à classificação uma precisão e coerência que outros critérios não possuem. Na tabela 5. estão representados as principais classes de classificação dos minerais, segundo o critério de composição química. Tabela 5. Classificação dos principais minerais baseado na composição química (Popp, 1988). ELEMENTOS Metais nativos Semimetais nativos Ouro Au Arsênio As Prata Ag Bismuto Bi Cobre Cu Não - metais nativos Platina Pt Enxofre S Ferro Fe Diamante C Grafita C 23 ÓXIDOS Óxidos anídricos Óxidos hidratados Cuprita Cu2O Diaspóro AIO(OH) Gelo H2O Goethita FeO(OH) Cincita ZnO Manganita MnO(OH) Coríndon Al2O3 Limonita FeO(OH).nH2O Hematita Fe2O3 Bauxita Hidratados de Alumínio Ilmenita TiFeO3 Psilomelano BaMnMn8O16(OH)4 Espinélio MgAl2O3 Magnetita Fe3O4 Franklinita (Fe, Zn, Mn) (Fe, Mg)2O3 Cromita FeCr2O4 Crisoberilo BeAl2O4 Cassiterita SnO2 Rutílo TiO2 Pirolusita MnO2 Columbita (Fe, Mn) (Nb, Ta)2O6 Uraninita UO2 SULFETOS Argentita Ag2 S Covelina CuS Calcocita Cu2S Cinábrio HgS Bornita Cu5FeS4 Estibina Sb2 S3 Galena PbS Pirita FeS2 Blenda ZnS Marcasita FeS2 Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita AsFeS Pirrotita Fe1-XS Molibdenita MoS2 Niquelita Ni As SULFOSSAIS Polibasita S11Sb2Ag16 SAIS HALÓGENOS São compostos dos halógenos flúor, cloro, bromo e iodo com metais. Halita NaCl Silvita KCl Fluorita CaF2 24 CARBONATOS Grupo da Calcita Grupo da aragonita Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3 Dolomita CaMg (CO3)2 Witherita BaCO3 Magnesita MgCO3 Estroncianita SrCO3 Siderita FeCO3 Cerusita PbCO3 Rodocrosita MnCO3 Smithsonita ZnCO3 Carbonatos básicos de cobre Malaquita Cu2CO3 (OH)2 Azurita Cu3(CO3)2 (OH)2 NITRATOS Nitro de sódio NaNO3 Nitro KNO3 BORATOS Boracita Mg3 B7O13 Cl Boráx Na2B4O7.1OH2O SULFATOS E CROMATOS Sulfatos anídricos Sulfatos básicos e hidratados Glauberita Na2Ca (SO4)2 Barita BaSO4 Celestina SrSO4 Anglesita PbSO4 Anidrita CaSO4 Crocoíta PbCrO4 Gipsita CaSO4 . 2H2O FOSFATOS ARSENIATOS E VANADATOS TUNGSTATOS E MOLIBDATOS Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4 Apatita Ca (F, Cl, OH) (PO4)3 Scheelita Ca WO4 Piromorfita Pb6 Cl (PO4)3 Wulfenita PbMoO4 Turquesa CuAl6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O (Tectossilicatos) Grupo do quartzo Quartzo SiO2 Tridimida SiO2 Cristobalita SiO2 Opala SiO2 . nH2O 25 Grupo dos Feldspatos Ortoclásio KalSi3O8 Microclínio KalSi3O8 Albita * NaAlSi3O8 Oligoclásio * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 Andesina * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 Labrodorita * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 Bytownita * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 Anortita * CaAl2Si2O8 Grupo dos feldspatóides Leucita KAlSi2O6 Nefelina (K, Na) (AlSiO4) Sodalita Na4 (AlSiO4)3Cl Família das zeolitas Heulandita Ca (Al2Si7O18) . 6 H2O Estilbita Ca (Al2Si7O18) . 7 H2O Natrolita Na2 (Al2Si2O10) . 2 H2O Analcima Na (AlSi2O6) . H2O Filossilicatos Caulinita Al4Si4O10 (OH)8 Talco Mg3Si4O10 (OH)2 Serpentina Mg6Si4O10 (OH)8 Clorita ** Mg3Si6O10(OH)2 .Mg3 (OH)6 Moscovita ** KAl2 AlSi3O10 (OH)8 Biotita ** K (Mg, Fe)3 AlSi3O10 (OH)2 Lepidolita ** K2Li3Al3 (AlSi3O10)2 (OH, F)4 Inossilicatos Anfibólios Tremolita Ca2Mg5Si8O22 Actinolita Ca2 (Fe, Mg)5SiO8O22 Hornblenda Ca2Na (Mg, Fe)4 (Al, Fe, Ti) (Al, Si)8O22 (O, OH)2 Piroxênios Diopsídio (Mg, Ca) Si2O6 Augita (Mg, Fe, Ca) Si2O6 Enstatita MgSiO3 Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3 26 CICLOSSILICATOS Berílio Be3Al2 (Si6O18) Turmalina (Na, Ca) (Al, Fe, Li, Mg)3Al6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4 SOROSSILICATOS Epidoto Ca2 (Al, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) Idiocrásio Ca10 (Mg, Fe)2 Al2(SiO4) (Si2O7) (OH)4 NESOSSILICATOS Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4) Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3 * Série do plagioclásios ** Micas 2.7. Minerais das rochas e dos solos Existem dois grupos de minerais que possuem grande importância no contexto agronômico como constituintes de rochas e de solos: grupos dos silicatos e grupo dos óxidos e hidróxidos. Os principais minerais constituintes de rochas e, portanto, significativos como material de origem de solos, pertencem ao grupo dos silicatos. Rochas comuns, extremamente abundantes e disseminadas, como granitos, diabásios, basaltos, arenitos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteiramente constituídas de silicatos, conforme se verifica nos exemplos (Figura 15.) de composições mineralógicas, em que os minerais do grupo dos silicatos estão assinalados com (*). 27 SiO4 -4 -4 0-2 Si+4 -4 Figura 15. Esquema de tetraedros (SiO4) . Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos silicatos, como já foi dito, e dos óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio, estando estes associados aos silicatos e também apresentam-se comumente em áreas significativas do território brasileiro. - Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em que medida ela é expressa ? CTC são cargas negativas presentes no solo. A CTC é expressa em equivalentes miligrama por 100 g de material. - citar (apenas citar) os 6 sistemas cristalinos. - sistema isométrico; hexagonal; tetragonal; ortorrômbico; monoclínico; triclínico; - O que você entende por substituição iônica ? Quais os fatores que condicionam a substituição iônica ? 28 A substituição iônica seria a troca de íons ou grupos de íons em uma estrutura cristalina por um outro íon ou grupo iônico. Os fatores que condicionam são: 20 tamanhos relativos dos íons envolvidos, a temperatura a qual se forma o mineral e a carga ou valência dos íons. Quanto mais próximos os raios iônicos dos elementos envolvidos, mais fácil é a substituição. Quanto mais alta a temperatura , maior a possibilidade de troca. A substituição é facilitada quando os íons tem a mesma valência, porém, aceita-se uma diferença de até 1 unidade. 29 CAPÍTULO 3. GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS 3.1. Generalidades Os óxidos e hidróxidos constituem uma extensa classe de minerais em que os 2- - cátions de um ou mais metais estão combinados com O ou OH , sendo que um dos cátions pode ser H+. A maior parte dos óxidos e hidróxidos está localizada na parte superior da litosfera, em contato com a atmosfera e, portanto, com oxigênio livre. Decorre daí sua importância, porque é precisamente este o cenário em que se formam os solos. Os óxidos e hidróxidos são classificados de acordo com o número de íons O 2- ou agrupamentos OH- e quanto ao(s) cátion(s) acompanhante(s). Sendo A e B cátions, a classificação dos principais óxidos e hidróxidos é apresentada na Tabela 6, assinalando-se com maiúsculas os de maior interesse para solos. Tabela 6. Classificação dos óxidos e hidróxidos. ÓXIDOS 1- Tipo A2O 2- Tipo AO 3- Tipo AO2 4- Tipo A2O3 5- Tipo ABO3 6- Tipo ABO2 7- Tipo AOOH 8- Tipo AB2O4 HIDRÓXIDOS A (OH)n H2O Cu2O ZnO CuO MgO SnO2 TiO2 MnO2 UO2 ThO2 Al2O3 Fe2O3 CaTiO3 FeTiO3 HAlO2 HFeO2 AlOOH FeOOH MgAl2O4 FeCr2O4 BeAl2O4 FeFe2O4 Mg(OH)2 Al(OH)3 EXEMPLOS gelo cuprita zincita tenorita periclasita cassiterita rutilo manganita uraninita thorianita coríndon HEMATITA perowskita ILMENITA diásporo GOETHITA boemita LEPIDOCROCITA espinélio cromita crisoberilo MAGNETITA BRUCITA GIBBSITA 30 A maioria dos óxidos de Al, Fe, Mn é uma parte dos de Si e Ti, são NEOFORMAÇÕES TÍPICAS DA PEDOGÊNESE. Sua extensão de formação depende das condições de Intemperismo - lixiviação: - Dessilicatização lenta = predomina formação de argilominerais acompanhada de óxidos; - Dessilicatização rápida = concentram-se principalmente os óxidos de Al e Fe. Estes minerais ocorrem na forma de cristais muito pequenos, unidos em microagregados ou depositados na superfície de outros minerais, e assim disseminados no solo; ou em acumulações localizadas (mosqueados, nódulos, concreções, ferricretes, lateritas, placas, etc.) o que se destacam no solo ou na paisagem. PROPRIEDADE DOS ÓXIDOS O desenvolvimento de carga variável nos óxidos origina-se de grupos OH periféricos. As cargas desenvolvem na superfície hidroxiladas por dissociação ou adsorção de prótons. pH no qual, em ausência de adsorção específica, a superfície não tem carga é denominado ponto isoelétrico (PIE); pH onde carga superficial líquida é zero - PCZ pH do PCZ do quartzo < 2; anatásio 6-7 A matéria orgânica, óxido Si, fosfato e argila minerais diminuem PCZ dos óxidos; A. Quando o pH é mais ácido que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (+), atraindo ânions (Si e P). B. Quando o pH é mais alcalino que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (-), atraindo cátions. 31 3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro Ferro é um dos principais constituintes da litosfera (5,1%). Nas rochas magmáticas e metamórficas ocorrem, principalmente nos silicatos ferromagnesianos, na forma Fe2+. Nos solos, o teor médio de ferro é da ordem de 4%, podendo chegar até 35% em solos derivados de basaltos e diabásios. As duas formas de oxidação do Fe: Fe2+ e Fe3+ e condições ambientais influem na formação, transformação e características dos diferentes minerais de ferro. PRINCIPAIS ÓXIDOS DE FERRO SISTEMA CRISTALINO Goethita Ortorrômbico Lepidocrocita Ortorrômbico Ferrihidrita Hexagonal Hematita Hexagonal Maghemita Cúbico Magnetita Cúbico ⇒ Goethita: α - FeOOH - isoestrutural do diásporo α - AlOOH. Planos de áto3+ mos de oxigênio em empacotamento hexagonal denso. Os Fe ocupam posições octaedrais. Ocorre em quase todos os tipos de solos e de regiões climáticas. Pode ocorrer associada à hematita. ⇒ Lepidocrocita: γ - FeOOH - é um polimorfo da goethita e isoestrutural com a boehmita γ - AlOOH, consistindo em uma modificação cúbica do FeOOH. Os átomos Fe +3 ocupam posições octaedrais e arranjados em fitas duplas de octaedros como na goethita. A lepidocrocita é menos freqüente nos solos do que a goethita e hematita. As condições hidromórficas, nas quais a falta de oxigênio favorece a formação e precipitação de formas de ferro bivalente, são aquelas onde sua presença é mais marcante. 32 ⇒ Ferrihidrita: óxido de Fe3+ com elevado grau de desordem estrutural - 5 Fe2O3 - 9 H2O. É uma hematita semelhante a ferrugem, rico em água adsorvida e muitas vezes associado à matéria orgânica. Sua ocorrência em canais de drenagem ou junto a fontes de água é muito freqüente. 3+ ⇒ Hematita: α Fe2O3 é isoestrutural do corindon α - Al2O3, Fe 3+ posições octaedrais. Cada Fe ocupa 2/3 das é rodeado por 6 oxigênios e cada oxigênio comparti- 3+ lhado por 4 íons Fe . É um mineral característico de climas quentes e úmidos, estando ausente em solos de clima temperado. Sua capacidade de pigmentação (cor vermelha) é maior que a goetita, cujo efeito mascara, particularmente nas formas finamente dispersas. ⇒ Maghemita: γ Fe2O3 - quimicamente igual à hematita e estrutura similar a magnetita. Sua origem está associada, em ambientes mal drenados, à presença de hidróxidos de Fe2+ e Fe3+ que, por oxidação e desidratação, dariam origem a maghemita, tendo magnetita como mineral intermediário. é mineral especialmente comum em solos altamente intemperizados de climas tropicais, embora ocorra também em regiões temperadas. ⇒ Magnetita: litogênica de rochas ígneas, metamórficas e sedimentares. Po2 de ser formada na solução durante oxidação do Fe +. Pode estar na fração pesada (areia) dos solos. É óxido Ferroso - Férrico, mas vários elementos traços (Co, Ni, Zn, Cu, Mn e Cr) podem substituir Fe (< 1%) na estrutura. Sua presença é facilmente detectada por imã, devido ao seu caráter fortemente magnético. Um resumo das principais propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência comum nos solos é vista na tabela 7. 33 Tabela 7. Propriedade dos óxidos de ferro de ocorrência comum nos solos. Propriedade Fórmula Hematita α=Fe2O3 Maghemita γ = Fe2O3 Nome do Mineral Magnetita Goethita FeFe2O4 HFeO2 Lepidocrocita γ - FeOOH Sistema Cristalino Dimensão da cela Hexagonal Cúbico Cúbico Ortorrômbico Ortorrômbico a=5,04 c=13,77 a=8,34 a=8,39 Densidade ∆AGºkcal/mol Cor (Munsell) Forma dos cristais (Comum) 5,26 -177,7 Vermelho Escuro Hexagonal Chato 4,87 163,6 Bruno Avermelhado Cubos 5,18 -243,1 Preto a=4,65 b=10,02 c=3,04 4,37 -117,0 Bruno Avermelhado Acicular a=3,88 b=12,54 c=3,07 4,09 -114,0 Vermelho Cubos Folhas Alongadas Ferrihidrita Fe5HO8 . 4H2O Fe5 (O4 . H3) Hexagonal a=5,08 b=9,49 3,96 -166,5 Bruno Avermelhado Esférico Os óxidos de ferro são responsáveis, junto com a matéria orgânica pela cor do solo, participam de uma série de reações químicas importantes relacionadas à fertilidade do solo. Preciptação (mm) T ( ºC ) [Óxidos no Solo] INTERIOR Hematita ( Fe2O3 ) LITORAL Goethita ( Fe2O3 ) Figura 16 – Ambiente de formação dos óxidos de ferro. 34 3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio Alumínio é um dos mais abundantes elementos da litosfera (8,1%) e dos solos (média de 7%). Constitui, com oxigênio e silício, 82,5% da crosta (93% em volume), formando o arcabouço dos silicatos, o mais importante grupo de minerais. Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela 8. Tabela 8. Principais óxidos e hidróxidos de alumínio. NOME Diásporo Boehmita Bayerita Gibbsita Norstrandita Coríndon FÓRMULA α - AlOOH γ- AlOOH α - Al (OH)3 γ- Al (OH)3 Al (OH)3 α - Al2O3 Os mais comuns em solos Gibbsita e Boehmita. Gibbsita, Bayerita e Norstrandita são constituídos pela mesma estrutura fundamental: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/Al 3+ entre eles. O óxido de alumínio A2O3 corindon, é isoestrutural com a hematita; é um mio neral primário formado em altas temperaturas (> 450 C) achado em rochas ígneas e metamórficas e é pouco comum em solos. Gibbsita é a mais comum das modificações polimórficas de Al(OH)3 e é mineral comum em muitos solos. É comum, também, em depósitos bauxíticos. Experimentos de síntese mostram que à temperatura ambiente a gibsita forma-se em soluções ácidas (pH < 6), onde a hidrólise é mais lenta. O diásporo é encontrado em bauxitas lateríticas, e em condições de síntese em condições ambiente. 35 3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas Óxidos de Al possuem baixa CTC e alta capacidade de adsorção P e Si, sulfato de nitrato. Alta capacidade de agregação, até maior que óxidos de Fe com aumento dos teores de óxidos de Fe e Al nos latossolos, a estrutura revela-se maior e mais arredondada (microestrutura granular); aumento da taxa de infiltração de água e porosidade, e diminuição nos valores de densidade do solo. 36 CAPÍTULO 4. GRUPO DOS SILICATOS 4.1 Generalidades Os minerais podem ser divididos e agrupados de diversas formas, sendo uma das mais empregadas, didaticamente, aquela que o faz em dois grandes grupos: os minerais silicatados e os não-silicatados. Os minerais silicatados, como o próprio nome diz, são aqueles em cuja estrutura é fundamental o elemento silício, que está presente em 93% dos minerais que constituem as rochas da crosta terrestre. Os minerais não silicatados, não tem o silício como seu constituinte, representam, aproximadamente 7% dos minerais da crosta terrestre, uma presença bastante reduzida. Pode-se concluir, dessa maneira, a relevância do grupo dos silicatos na constituição das rochas. A interpretação dos silicatos ficou definitivamente elucidada através do conhecimento da sua estrutura. O principal fator influente na composição da estrutura é o raio iônico dos elementos que constituem essa estrutura, isto é, a relação dos raios iônicos (raio do cátion / raio do ânion) é que determina a configuração dos diferentes poliedros de coordenação (tetraedros, triângulo, octaedros, cubo, etc). Essa configuração é fundamentada no número de coordenação (2,4,6,8,etc) que é definido pelo número de ânions que circundam o cátion central.Os ânions, com raio maior distribuem-se em torno do cátion, sendo que certo cátion só se combinará com um certo arranjo de ânions se o seu raio iônico não for superior ao espaço livre deixado por eles. Sendo RSi = 0,42 e RO = 1,40, tem-se RSi / RO = 0,30, e indica que o número de coordenação do silício em relação ao oxigênio é 4, ou seja, o silício está igualmente ligado a quatro oxigênios, em coordenação tetraédrica. Esse tetraedro pode ser considerado a peça fundamental das estruturas dos silicatos (Figura 17). 37 Figura 17. Um tetraedro isolado. Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros cátions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de grupos 4- 2- de tetraedros (SiO4) , que compartilham entre si um ânion O . Este compartilhamento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro (Figura 18). Figura 18. Dois tetraedros compartilhando um oxigênio. O termo polimerização é empregado para indicar essa capacidade de compar4- tilhar oxigênios, que os tetraedros (SiO4) apresentam. Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pelo alumínio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um íon por outro na estrutura do mineral. È um fenômeno que ocorre na natureza, porque esses íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação na estrutura. Es- 38 se fenômeno é controlado por meio do raio iônico dos elementos envolvidos e pela neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da substituição do Si pelo Al haverá a necessidade da presença de íons metálicos adicionais para manter a neutralidade elétrica do sistema. 4.2 Classificação A polimerização resulta em cadeias estruturais com diferentes tipos de agrupamento. A classificação dos silicatos baseia-se no tipo de cadeia e, portanto, no grau de polimerização. Essa classificação é a seguinte: a) Estrutura com tetraedros independentes a.1.) Nesossilicato: Na estrutura dos minerais pertencentes a esse grupo, os tetraedros ocorrem isolados, sem nenhum contato direto uns com os outros. As ligações tetraedro/tetraedro se fazem através de metais, fazendo com que os tetraedros pareçam estar ilhados entre metais. O radical ou a fórmula bási4- ca característica do grupo é o (SiO4) (Figura 19) Figura 19. Estrutura dos nesossilicatos. 39 b) Estruturas com grupos finitos de tetraedros b.1.) Sorossilicato: Nesse grupo, os minerais têm as unidades tetraédricas ligadas aos pares entre si. Esses pares se ligam a outros através de metais. Cada tetraedro compartilha um oxigênio com outro tetraedro, mostrando grupamentos 6- (Si2O7) (Figura 20). Figura 20. Estrutura dos Sorossilicatos. b.2.) Ciclossilicato: Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas em forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro compartilha dois oxigênios com os tetraedros vizinhos (dois oxigênios comuns aos tetraedros adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados por 3, 4 ou 6 unidades tetraédricas, geralmente. Os anéis que constituem as cadeias podem ser: b.2.1.) Triangulares: grupamentos (Si3O9)6- (Figura 21). 40 Exemplo: Benitoita Ba TiSi3O9 Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares. 8- b.2.2.) Quadrado: grupamentos (Si4O12) (Figura 22). Exemplo: Neptunita (Na, K)2 (Fe, Mn) TiSi4O12 Figura 22. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis quadrados. 12- b.2.3.) Hexagonais: grupamentos (Si6O18) (Figura 23). Exemplo: Berilo Al2Be3Si6O18 Figura 23. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis hexagonais. c) Estruturas com grupos infinitos de tetraedros 41 c.1.) Inossilicato: Estrutura em fios, com grupos de cadeias abertas que podem ser de dois tipos. c.1.1.) Cadeia simples: dois oxigênios de cada tetraedro são compartilha2- dos, constituindo uma corrente simples; grupamento (SiO3) (Figura 24). Exemplo: Diopsídio CaMg (SiO3)2 Figura 24. Estrutura dos inossilicatos de cadeias simples. c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3 oxigênios, formando grupamentos (SiO411)6- (Figura 25). Exemplo: Tremolita Ca2Mg5 (OH)2 (Si4O11)2 42 Figura 25. Estrutura dos inossilicatos de cadeia dupla. c.2.) Filossilicato: Na estrutura desses minerais os tetraedros formam verdadeiras lâminas, com a característica de que cada tetraedro compartilhe 3 oxigênios com 2- os tetraedros vizinhos, formando grupamentos (Si2O5) (Figura 26) Exemplo: Caulinita Al2(OH)4 Si2O5. Os minerais desse grupo sofrem clivagem em folhas finas. Figura 26. Estrutura dos filossilicatos. c.3.) Tectossilicato: Nesses minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um engradamento de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são compartilhados pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo 0 tridimensional, formando grupamentos (SiO2) . 43 Figura 27. Estrutura dos tectossilicatos. 4+ A ocorrência de substituições iônicas de Si 3+ por Al gera cargas nega- tivas, que permitem a entrada de outros cátions (Figura 27). Exemplo: Ortoclásio KalSi3O8 EXEMPLOS E IMPORTÂNCIA Serão relacionados alguns minerais de importância sob vários pontos de vista: minerais de importância no estudo dos solos, tanto sob o ponto de vista da gênese quanto do seu emprego como fertilizantes e corretivos; minerais importantes industrialmente e até mesmo os que servem caracterizar alguns grupos de minerais silicatados. 44 4.2.1. NESOSSILICATOS São constituídos por unidades isoladas, isto é, os íons de oxigênio não se ligam a nenhum outro silício; toda a carga da unidade é balanceada por cátions independentes. Si Figura 28. Tetraedro Isolado Os principais minerais são: Olivina – (Mg, Fe)2 SiO4 É um dos representantes típicos dos minerais máficos ou ferromagnesianos. É componente de algumas rochas básicas e ultrabásicas de importância na formação dos solos. È um mineral de fácil decomposição pelo intemperismo, liberando elementos nutrientes para o solo. Zirconita – ZrSiO4 Importante minério de zircônio é mineral de rochas magmáticas ricas em sílica. Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na fração areia dos solos é extremamente comum. Estaurolita – FeAl4O2 (OH)2 (SiO4)2 Mineral de rochas metamórficas é também de ocorrência na fração areia dos solos. 45 2+ 3+ Outros: granada, (Ca, Mg, Fe , Mn)3 (Al, Fe )2 (SiO4)3, topázio, Al2 (F, OH)2 SiO4, cianita, silimanita e andaluzita, formas polimórficas de composição Al (AlO) SiO4. 4.2.2. SOROSSILICATOS As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados por um oxigênio comum. O grupamento é (Si2O7)6-. Apesar de serem silicatos de condensação mais simples, são bastante incomuns, sendo conhecidos poucos exemplos e, esses poucos, sem importância marcante. Hemimorfita – Zn4(OH)2 Si2O7. Figura 29. Dois tetraedros ligados por um oxigênio comum. 4.2.3. CICLOSSILICATOS Nesse caso, três, quatro ou seis tetraedros se ligam através de oxigênios para formar anéis triangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em cada grupo (SiO4)4- apenas duas cargas elétricas, que são neutralizads por cátions inde12- pendentes.Os ciclossilicatos de maior importância possuem grupamento (Si6O18) e o mais importante é a Turmalina, (Na, Ca) (Al, Fé, Li, Mg)3 Al6 (BO3)3 (OH)4 Si6O18. É freqüente em rochas metamórficas que contém Boro, e bastante resistente ao intemperismo, sendo por isso, comum em sedimentos detríticos ou na fração areia dos 46 solos. É, também, uma fonte natural de boro, nutriente essencial para as plantas e de grande importância para algumas culturas. 4.2.4. INOSSILICATOS Os tetraedros fundamentais ligam-se, através de oxigênios comuns, formando longas cadeias. Distribuem-se em dois casos: a) Cadeia Simples Possuem grupos (SiO4)4- ligados através de oxigênios comuns. Todos os minerais do grupo dos piroxênios possuem esse tipo de estrutura. Figura 30. Cadeia simples de tetraedros ligados. GRUPO DOS PIROXÊNIOS Enstatita Hiperstenita Diopsídio Hedenbergita Espodumênio Aegirita Augita Mg2(SiO3)2 ) (Fe, Mg)2 (SiO3 2 CaMg (SiO3)2 Ca Fe(SiO3)2 LiAl(SiO3)2 NaFe(SiO3)2 (Ca, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) / (Si, Al)2 O6 47 A Augita é o piroxênio de maior ocorrência pelo fato de ser um mineral constituinte essencial de rochas de grande importância, como basaltos e diabásios, onde chegam a constituir até 40% da rocha. b) Cadeia Dupla A estrutura básica desses silicatos pode ser interpretada como resultado da associação de duas cadeias simples, unidas através de pontes de oxigênio. Desse tipo mais complexo de cadeia resulta o radical (Si4O11)6-. Todos os minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura. Figura 31. Cadeia dupla de tetraedros ligados. GRUPO DOS ANFIBÓLIOS Antofilita Tremolita Actinolita Glaucofanita Hornblenda (Mg, Fé)7 (Si4O11)2 (OH)2 Ca2Mg5 (Si4O11)2 (OH)2 Ca2 (Mg, Fe) (Si4O11)2 (OH)2 Na2 (Mg, Fe)3 Al2 (Si4O11)2 (OH)2 Ca Na (Mg, Fe)4, (Al, Fe, Ti)3 (Si4O11)2 (OH)2 O anfibólio de maior importância é a hornblenda, mineral comum em rochas magmáticas e metamórficas de grande ocorrência. Os anfibólios e os piroxênios podem ser enquadrados no grupo dos minerais de fácil intemperização e são ricos em elementos essenciais às plantas, principal- 48 mente Ca e Mg, que aparecem na sua composição. De modo geral, são classificados como minerais máficos e estão presentes em rochas ígneas básicas, que são importantes na formação de solos utilizados com maior intensidade na agricultura. Por terem íons metálicos ligando suas cadeias longitudinais, eles sofrem clivagem relativamente fácil no sentido de cadeia e são, muitas vezes, fibrosos. A actinolita e a tremolita são utilizados industrialmente como tecidos à prova de fogo, telhas para construção, isoladores de calor e eletricidade, etc. O nome vulgar (mais conhecido) da tremolita é amianto. 4.2.5. FILOSSILICATOS O nome filossilicato (do grego phyllon = folha) indica o tipo de estrutura que os minerais desse grupo apresentam, ou seja, estrutura em folhas sobrepostas. A folha fundamental, presente em todos os filossilicatos, é a folha de siloxana, 4- constituída de tetraedros (SiO4) , onde cada tetraedro reparte com os tetraedros vizinhos, três de seus oxigênios, deixando um oxigênio apical, com uma valência livre (Figura 26). Como os oxigênios apicais estão voltados para o mesmo lado, a camada de tetraedros está disposta em forma de uma lâmina ou folha, com todos os tetraedros em um mesmo plano (Figura 33). Figura 32. Estrutura dos filossilicatos. 49 4- Figura 33. Folha de siloxana mostrando a distribuição de tetraedros (SiO4) . A folha de siloxana não é eletricamente neutra, não constituindo, por si, um mineral. Liga-se a dois outros tipos de folhas, que são: a) 2+ - Folha de Bauxita: é constituída de Mg e (OH) ligados em coordenação 6, de modo que o Mg ocupa o centro de um octaedro, nos vértices dos quais encontramse as hidroxilas (Figura 34). Estas folhas em que o Mg2+ ocupa o centro dos octae3 6 dros formam a estrutura Mg (OH) da bauxita e, ainda, dessa ocupação de Mg no centro de todos os octaedros originará folhas trioctaédricas, pelo fato de ter cada (OH)- ligado a Mg2+ de 3 octaedros (Figura 35). Figura 34. Folha de brucita e gibbsita mostrando distribuição de octaedros. 50 Figura 35. Estruturas da folha trioctaédrica de brucita. b) Folha de Gibbsita: semelhante a folha de brucita, da qual se diferencia por ter Al3+ no lugar do Mg2+. Como o Al3+ possui valência maior, apenas 2/3 das posições octaédricas são ocupadas pelo cátion, resultando na existência de 1/3 de octaedros vazios, isto é, sem Al 3+ 3+ na posição central (Figura 36). Quando o Al ocupa o centro dos octaedros formam a estrutura Al2(OH)6 da gibbsita. È também chamada de folha dioctaédrica, por ter cada (OH)- ligado a Al3 de 2 octaedros. Figura 36. Estruturas de folha dioctaédrica de gibbsita. Das combinações de folhas de siloxana com folhas de brucita ou de gibbsita resultam as estruturas dos minerais desse grupo. Talco – Mg3 (OH)2 Si4O10 Na agricultura, pode ser usado como veículo para inseticidas, dentre os quais o DDT, o BHC, etc. Industrialmente é utilizado na indústria têxtil, na fabricação de giz, etc. 51 I) Grupo das Micas A substituição de cerca de ¼ dos silícios, através de substituição iônica, provoca o aparecimento de carga suficiente para admitir a presença de cátions monovalentes de tamanho grande e que vão se alojar entre as camadas. O cátion de ocorrência mais comum é o K+, seguido pelo Na+ e as estruturas podem ser assim deduzidas: Si2O5 + Al2(OH)6 + AlSiO5 + K+ - 4(OH)- → KAl2(OH)2AlSi3O10 (muscovita) Si2O5 + Mg3(OH)6 + AlSiO5 + K+ - 4(OH)- → KMg3 (OH)2 AlSi3O10 (flogopita) Si2O5 + Al2 (OH)6 + AlSiO5 + Na+ - 4(OH)- → NaAl2 (OH)2 AlSi3O10 (paragonita). Os cátions K+ e Na+ prendem mais fortemente que as ligações de Van der Walls. Conseqüentemente, a estrutura torna-se mais rígida, desaparece o deslizamento entre as camadas, fazendo com que a dureza do mineral aumente. Existem as micas quebradiças, sendo as representantes principais a margarita (CaAl2(OH)2Al2Si2O10) e xantofilita (CaMg3 (OH)2 Al2Si2O10). As micas estão entre os minerais mais disseminados da natureza, estão presentes em praticamente todos os grupos de rochas mais importantes. Muscovita – Kal2 (AlSi3O10) (OH)2 É a mica mais comum, a mais empregada comercialmente e é chamada mica branca ou malacacheta. Quando presente na rocha de origem, é comum a sua presença na fração areia do solo formado, devido a sua grande dificuldade de decomposição pelo intemperismo. Biotita – K(Mg, Fe)3 (OH), F)2 Si3AlO10 É chamada de mica preta ou mica ferromagnesiana. Apresenta grande importância na formação dos solos, pois, devido à presença de Fe, facilmente oxidável na 52 sua estrutura, ela se decompõe facilmente, liberando seus constituintes. Assim, os solos que se originam de rochas ricas em biotita, raramente são deficientes em potássio. Pode ser utilizada industrialmente na fabricação de lubrificantes. Flogopita – KMg3 (OH, F)2 SiAlO10 É chamada de mica magnesiana e sob ação do intemperismo dá origem à vermiculita. Ii) Minerais de Argila O termo argila é empregado em dois sentidos: -granulometricamente: fração mais fina dos sedimentos (diâmetro inferior a 2µ); -mineralogicamente: grupo de minerais que são silicatos hidratados de alumínio. São minerais secundários, resultantes de decomposição de outros silicatos, principalmente feldspatos e feldspatóides. Apresentam hábito terroso, cor branca, mas usualmente coloridas por impurezas, principalmente óxidos de ferro, são infusíveis e insolúveis. Como todos os filossilicatos, os argilominerais apresentam estruturas semelhantes, laminares, constituídas por associações de camadas tetraédricas de silício com camadas octaédricas de alumínio ou magnésio. Esses minerais são da mais alta importância no estudo da Pedologia por serem componentes da fração argila, que afeta todo comportamento físicoquímico do solo. Embora na fração argila dos solos estejam presentes todos os minerais que possuem dimensão inferior a 0,002 mm de diâmetro, o número daqueles que são chamados minerais argilosos ou argilominerais se restringe apenas aos minerais silicatados como caulinita, montmorilonita, etc. Segue-se uma classificação dos principais argilominerais: 53 I.i.1.) Grupo das Caulinitas Os minerais desse grupo têm estrutura 1:1, cada camada constituída de uma folha de siloxana ligada a uma de gibbsita (Figura 37). A estrutura é rígida e o espaçamento entre as camadas (7,2 A°) é suficientemente pequeno para impedir a entrada de água, que fica apenas adsorvida à superfície externa das partículas. Pertencem a este grupo os seguintes argilominerais: Figura 37. Estruturas de caulinita. → Caulinita: principal representante do grupo e de ocorrência geral nos solos brasileiros. Al2Si2O5(OH)4. → Dickita: mesma composição química da caulinita, apenas com diferenças es- truturais. Pode apresentar tamanho de partícula acima do limite da fração argila. → Nacrita: mesma composição química das anteriores, das quais difere apenas estruturalmente. → Anauxita: apresenta maior teor de sílica, que ocorre como camadas extras de SiO2, entre as camadas 1:1 do mineral. 54 → Haloisita: mesma composição química da caulinita, apenas com diferenças estruturais; Al2Si2O5(OH)4 2H2 (mais hidratada). I.i.2.) Grupo das Esmectitas Os minerais deste grupo possuem estrutura 2:1, onde 2 folhas de siloxana estão intercaladas por 1 folha de gibbsita (esmectitas diostaédricas) ou 1 folha de brucita (esmectitas trioctaédricas) (Figura 38). Esses argilominerais apresentam propriedade de expansão quando úmidos e de contração quando secos, provocando movimentação do solo, facilmente observável em solos ricos nesses minerais. Apresentam, como característica importante, grande quantidade de substituições iônicas, tanto nas folhas de siloxana como nas folhas octaédricas. Os principais minerais desse grupo são: → Montmorilonita: é o principal representante do grupo. A substituição de Al 3+ por Mg2+ permite distinguir as montmorilonitas dioctaédricas, onde predomina o Al3+, 2+ das montmorilonitas trioctaédricas, cuja predominância é de Mg . Possui partículas de menor tamanho, o que lhe dá uma grande superfície de adsorção. 55 Figura 38. Estruturas de montmorilonita. Beidelita: é o argilomineral mais aluminoso do grupo, em conseqüência da → grande quantidade de Si4+ substituído por Al3+. Sua capacidade de expansão é menor que das demais esmectitas. 3+ Nontronita: ocorre substituição parcial de Al → 3+ por Fe nas folhas octaédricas. De acordo com a extensão dessa substituição, pode-se distinguir as nontronitas comuns da aluminosas. Saponita: é a representante magnesiana do grupo, contendo folhas de brucita → em lugar das de gibbsita. Sauconita: contém Zn → 2+ 2+ substituindo Mg , em quantidades variáveis, nas fo- lhas octaédricas. + 3+ Hectorita: contém Li substituindo Mg . Pode conter, também, F- substituindo → - (OH) . I.i.3) Grupo das Hidromicas 56 Os minerais deste grupo situam-se estruturalmente entre as micas e as esmectitas. A substituição do Si 4+ por Al 3+ nas folhas de siloxana é menor que nas mi- cas, acarretando a entrada de menor quantidade de K+ entre as camadas. + A estrutura é do tipo 2:1, com camada intermediária de K , semelhante a muscovita (Figura 38). A presença de K+ entre as camadas impede a entrada de água nesse espaços tornando a estrutura não expansiva. O único mineral de importância no grupo é a ilita, de ocorrência comum em alguns solos, embora raramente seja argilomineral predominante. Figura 39. Estrutura da ilita. I.i.4.) Vermiculita Apresenta estrutura 2:1, tendo as camadas separadas por lâminas bimoleculares de água (Figura 40). A folha octaédrica é de brucita, ocorrendo substituição de 2+ Mg 2+ por Fe , em proporções variadas. A vermiculita é incluída no grupo dos argilominerais quando ocorre em solos, no tamanho da fração argila. Esta vermiculita é derivada de alteração intempérica de outros filossilicatos, como as micas e cloritas. Existe a macrovermiculita, proveniente da alteração metassomática de minerais ferromagnesianos, que ocorre em jazidas. 57 É característica, nesse mineral, a expansão de sua estrutura, quando aquecido a temperaturas entre 300 e 900º C. Figura 40. Estrutura da vermiculita. I.i.5.) Clorita Sua estrutura é semelhante à da vermiculita, contendo uma camada de brucita entre as das 2:1, em lugar da camada de água que ocorre na vermiculita. Essa estrutura é também considerada como 2:2 ou 2:1 (Figura 41). Semelhante a vermiculita, é considerada argilomineral quando ocorre em solos e sedimentos, resultante da alteração intempérica. Quando resulta da alteração metassomática, seu tamanho é maior que o dos argilominerais. I.i.6.) Minerais Interestratificados O termo, geralmente, se aplica a todos os minerais que apresentam num único cristal, celas unitárias ou camadas de dois ou mais tipos. A interestratificação mais comum em solos é a interação de camadas 2:1 com camadas 2:1:1 (cloritas). Dessa maneira pode-se distinguir os interestratificados mica-clorita, vermiculitaclorita, montmorilonita-clorita ou ainda mica-montmorilonita-clorita. 58 A ocorrência desses minerais em solos, principalmente em solos tropicais, é bastante comum. As características desses minerais dependem sobremaneira, do tipo e da intensidade de interestratificação (Figura 42). Figura 41 – Estrutura da clorita 59 Figura 42. Esquema da estrutura da vermiculita, clorita e o mineral interestratificado intermediário. 4.2.6. TECTOSSILICATOS Reúnem as espécies minerais mais abundantes na litosfera da qual constituem cerca de 75%. Ocorrem em praticamente todas as rochas e em todos os solos. São constituintes essenciais da fração areia dos sedimentos, onde chegam a constituir a sua quase totalidade. Representam o mais elevado grau de polimerização. Os 4- tetraedros (SiO4) ligam-se tridimensionalmente, onde cada tetraedro tem seus íons oxigênio compartilhados com os adjacentes. Portanto, a estrutura tem uma relação Si:O de 1:2 e conseqüentemente pertencem ao grupo da sílica. Os minerais desse grupo são classificados de acordo com a intensidade de substituição de Si por Al e de acordo com o cátion existente para o equilíbrio do excesso de cargas negativas. Desta forma, distinguem-se o quartzo e seus polimorfos, os feldspatos, feldspatóides e as zeólitas. I)Quartzo e Formas Polimorfas 60 O quartzo (SiO2) é a variedade cristalina da sílica. A sílica pode cristalizar-se em várias formas polimórficas (mesma substância química que existe sob duas ou mais formas fisicamente distintas): quartzo, tridimita e cristobalita, incluindo cada uma das modificações α de baixa temperatura e β de alta temperatura. O quartzo é um dos minerais mais abundantes da crosta terrestre, sendo constituinte principal de muitas rochas magmáticas, metamórficas e sedimentares. Sua importância agrícola não se deve à sua qualidade como fornecedor de nutrientes às plantas e sim como constituinte dos solos. A estrutura espacial do quartzo pode ser vista na Figura 43. Figura 43. Estrutura espacial do quartzo β (SiO2). O quartzo é muito resistente ao intemperismo ou alterações nas condições normais dos solos, portanto, não se decompõe, apenas se fragmenta, sofrendo desgaste físico sem alterar-se quimicamente. Devido a isso, é encontrado principalmen- 61 te nas frações mais grosseiras dos solos (cascalho, areia e silte). Seus cristais, individualmente, são primáticos, sua dureza é elevada e sua densidade é de 2,65. I.i.) Feldspatos Os feldspatos são tectossilicatos que aparecem devido à substituição isomórfica do Si pelo Al no retículo dos tetraedros. Sendo assim, eles são, por definição, aluminossilicatos que apresentam metais alcalinos ou alcalinos terrosos como Na, K e Ca, que aparecem para manter a neutralidade elétrica do sistema após a substituição isomórfica. Nos feldspatos potássicos e sódicos, aproximadamente 25% do silício é substituído por alumínio; nos feldspatos cálcicos, a substituição chega a 50% (Figura 44). Figura 44. Esquema da estrutura de um feldspato. Quimicamente, os feldspatos se dividem em três grupos: feldspatos potássicos, calcossódicos (plagioclásios) e báricos, que são de ocorrência restrita nos solos (tabela 9). Tabela 9 POTÁSSICOS Ortoclásio Microlina K Al Si3 O8 62 FELDSPATOS CALCOSSÓDICOS (PLAGIOCLÁSIOS) BÁRICOS Albita Oligoclásio Andesina Labradorita Bytownita Anortita Celsiana Hialofana Na Al Si3 O8 Ca Al2 Si2 O8 Ba Al2 Si2 O8 (K, Na, Ba) Al Si3 O8 Os feldspatos potássicos e os plagioclásios são muito comuns em rochas magmáticas, sendo também freqüente em rochas sedimentares e metamórficas. São fonte primária de K e Ca para plantas e organismos do solo, devendo-se sempre considerar a sua presença ao avaliar a fertilidade natural dos solos. I.i.i.) Feldspatóides Os feldspatóides possuem teor de silício mais baixo que os feldspatos – 30 a 40%; conseqüentemente a substituição de Si por Al é maior. Formam-se em ambientes pobres em silício e ricos em íons alcalinos. A nefelina é mais comum nesse grupo, caracterizada pela composição (Na, K) AlSiO4. Está associada normalmente às rochas alcalinas, sendo comum em fonolitos, sienitos e alguns basaltos. A leucita (K Al Si2O6) é um feldspatóide rico em potássio. A sodalita (Na4AlSiO4Cl) é rica em sódio e cloro. Geralmente, este grupo é pouco estável e muito sujeito à alteração por intemperismo. I.v.) Zeólicas De ocorrência restrita nos solos, as zeólitas formam-se na fase hidrotermal de resfriamento magmático, sendo comumente encontrada preenchendo fendas, cavidades ou fissuras de rochas magmáticas básicas. Possuem grande capacidade de 63 adsorção de água e capacidade de troca catiônica (CTC). São tectossilicatos de estrutura aberta e sua origem é, normalmente, secundária. 64 CAPÍTULO 5. INTEMPERISMO 5.1. Considerações Gerais Intemperismo é o processo geológico mais importante e próximo da vida do homem. Todos os dias o homem necessita comer para viver, se o alimento que ele ingere se cria ou no solo agrícola, ou nas águas de superfície da terra, ambos dos quais, obtém seu conteúdo de nutrientes inorgânicos por meio do processo de intemperismo. Por isto, a vida do homem e sua energia biológica são possíveis, somente por causa do intemperismo das rochas e minerais. Mas a energia biológica que o homem obtém do alimento criado sobre os produtos do intemperismo é excessivamente pequena quando comparada a outras energias, que ele também usa, e que devem sua origem ao intemperismo como um estágio intermediário. Assim é o caso da produção de carvão, petróleo, gás natural, minerais radioativos, etc. Neste capítulo abordaremos um dos aspectos mais importantes relacionados a mineralogia e formação dos solos. Por intemperismo entende-se, segundo BESOAIN (1985), a alteração, tanto em composição como em tamanho dos minerais e rochas da superfície terrestre, que se encontram em contato com agentes da atmosfera, hidrosfera e biosfera. MILOVSKI e KANONOV (1985) definem intemperismo acrescentando o conceito de estabilidade: “O intemperismo é a soma de todos os processos, que atuam na destruição mecânica e decomposição química de rochas e minerais, que não são estáveis em condições superficiais. Sempre que falamos em estabilidade ou instabilidade estamos nos referindo, na realidade, com condições de equilíbrio ou não equilíbrio. Tomando essas 2 definições como ponto de partida e lançando mão da idéia de equilíbrio poderíamos entender intemperismo da seguinte maneira. 65 - O intemperismo é resultante da interação de rochas, minerais, biosfera, hidrosfera, etc. Cada um desses componentes será designado de fase: fase água, fase mineral, fase ar, etc. O conjunto de todas as fases recebe o nome de sistema. - Quando existe desequilíbrio entre as fases do sistema, estas se modificam através de reações que ocorrem entre elas. As reações ocorrem seguindo certos procedimentos ou processos. - O meio ambiente típico do intemperismo se localiza próximo à superfície, apresenta temperatura e pressão baixa (próximo a 25o C e 1 atm). Conta com presença de soluções aquosas e gases atmosféricos e, invariavelmente, está associado a menor ou maior atividade biótica. - As reações de intemperismo são termodinamicamente espontâneas (catalisadas ou não), se processam num sistema aberto e necessariamente envolvem perda de energia livre. O estudo do intemperismo é sempre muito complexo pois envolve grande número de fases do sistema e exige um determinado tempo cronológico. Para se avaliar resultados de pesquisas sobre intemperismo, deve-se antes de mais nada considerar a metodologia utilizada e depois fazer afirmações acerca deste. A análise à esmo e a não observância de procedência e limite de validade levam à generalizações indevidas, errôneas e, perigosas, que são muito comuns quando se fala em intemperismo. A seguir serão apresentados 2 trabalhos realizados em diferentes épocas por diferentes autores sobre o intemperismo. O primeiro é o clássico trabalho de Goldich, publicado em 1938. 5.1.1. O Trabalho de Goldich (1938) O autor define seu trabalho como uma tentativa de analisar as modificações químicas e mineralógicas que ocorrem durante o intemperismo de certas rochas de alguns locais diferentes que foram selecionados devido à facilidade de acesso pelo autor ou pela disponibilidade de amostras. 66 GOLDICH analisou amostras de algumas rochas (granito-gnaisse, diabásio e anfibólio) química e mineralogicamente e seus respectivos produtos de alteração. Para a época, as análises foram muito completas e detalhadas e lançando mão das mais avançadas técnicas. Através de artifícios matemáticos simples e considerando o teor de Al2O3 constante durante o intemperismo, GOLDICH determinou as mudanças químicas que ocorrem durante o intemperismo (Figura 45 e Figura 46). GANHO % H2O CO2 +1470 +196 Fe2O3 200 150 TiO2 100 +62 50 Al2O3 0,0 0 -50 PERDA % -100 -35 SiO2 -16 MnO -27 -17 FeO -52 K2O -61 MgO -49 P2O5 S -96 -97 CaO Na O 2 Figura 45. Ganhos e perdas de um granito/gnaisse durante o intemperismo (composição mineralógicas inicial - ortoclásio, microclina, quartzo, biotita e hornblenda). Adaptado da Tabela 1 de GOLDICH (1938). 67 P2O5 GANHO % +144 150 Fe2O3 H2O +94 100 +80 50 Al2O3 0,0 0,0 -12 SiO2 -46 FeO -50 PERDA % -7 -29 -19 Na2O -40 MgO CaO K2O -33 MnO Figura 46. Ganhos e perdas de um diabásio durante o intemperismo (composição mineralógica inicial plagioclásio, augita, magnetita, biotita, apatita e hornblenda). Adaptado da Tabela B, amostras 5 e 6 de GOLDICH (1938). Pelos gráficos percebe-se que durante o intemperismo há a perda de certos elementos e o ganho de outros. Em geral, o número e a quantidade de elementos perdidos, isto é, elementos que saíram das estruturas cristalinas dos minerais e foram removidos do sistema é bastante elevada. As bases Ca, Mg, K, Na e Mn são removidas em grande quantidade. Outros como o S e o P também diminuíram. Para o aumento acentuado de P2O5 (Figura 46) não houve explicações. O Fe das rochas magmáticas se encontra principalmente na forma Fe+2. Durante o intemperismo essa +3 forma se oxida a Fe , explicando-se dessa maneira o aumento de Fe2O3. A quantidade de água e CO2 também aumentou durante o intemperismo de forma bastante acentuada. As perdas em ordem decrescente para o granito-gnaisse foram: Na < Ca 2+ < Mg > K > P > Si > S > Fe > Mn. No caso do diabásio, as perdas em ordem decrescente foram: Fe2+ > K > Mn > Mg > Ca > Si > Na. 68 Observa-se que a ordem não é a mesma, mas que há tendências em comum entre as 2 rochas. Fato semelhante observa-se em relação ao anfibólio (Figura 47). Ganho Al2O3 Perda DIABÁSIO (POUCO INTEMPERIZADO) DIABÁSIO (MUITO INTEMPERIZADO) ANFIBÓLITO Figura 47. Ganhos e perdas durante o intemperismo de algumas rochas básicas GOLDICH (1938). Além da composição química, GOLDICH estudou e quantificou mineralogicamente as rochas e seus produtos de alteração (Tabela 10). Tabela 10. Composição mineralógica do granito-gnaisse e seu produto de alteração. Adaptado da Tabela 6 de GOLDICH (1938). Rocha Fresca Espécie (%) Quartzo 30 Feldspato – K 19 Plagioclásio 40 Biotita 7.0 Hornblenda 1.0 Óxidos de Fe 1.5 Apatita 0.2 Caulinita 0.0 * Variação % normalizada pelo Quartzo. Rocha Intemperizada (%) 34 14 1 0.9 0.02 4.3 0.0 44 Variação* (%) 0 -34 -98 -88 -98 +155 -100 - Considerando o teor de quartzo constante, percebe-se que todos os minerais primários encontrados na rocha - feldspato-K, plagioclásio, biotita, hornblenda e apatita - apresentou apreciável diminuição, formando-se em seu lugar minerais se- 69 cundários, de tamanho muito pequeno (fração argila) como a caulinita, que não existia no material original, e os óxidos de Fe. Uma outra maneira de representar esses dados é através de diagramas de variação (Figura 48). QUANTIDADE % 60 50 TA INI OL A C 40 QU AR TZ O 30 Á CL 14 16 -K O SI 10 TO A SP IO LD G A FE PL 20 18 20 22 24 INTENSIDADE DE INTEMPERISMO % (AL2O3) Figura 48. Diagrama de variação da alteração do granito-gnaisse GOLDICH. Baseado nesses dados, na literatura existente na época e em observações e experiências pessoais, GOLDICH sugeriu uma série de estabilidade dos minerais mais comuns formadores de rochas magmáticas (Figura 49). 70 OLIVINA PLAGIOCLÁSIO Ca maior resistência ao intemperismo PIROXÊNIO Ca Na ANFIBÓLIO BIOTITA PLAGIOCLÁSIO Na FELDSPATO-K MUSCOVITA QUARTZO Figura 49. Série de estabilidade dos minerais em relação ao intemperismo (GOLDICH, 1938). O autor tece os seguintes comentários com relação á série de estabilidade: “O arranjamento dos minerais nessa série de estabilidade é o mesmo da série de cristalização magmática apresentada por BOWEN*. Essa série no entanto, não deve ser interpretada como uma série de reações. Não deve ser inferido que a olivina se intemperiza a piroxênio, mas que, numa rocha magmática normal contendo olivina e piroxênio, a taxa de decomposição da olivina deve ser maior do que a do piroxênio. Analogicamente, permanecendo todas as condições iguais, a taxa de decomposição do gabro é maior do que a do granito. A série de BOWEN* reflete a estabilidade dos minerais sob condições de equilíbrio (composição, pressão e temperatura) de seu ambiente de formação. Estas condições são drasticamente diferentes das condições da superfície, onde ocorrem as reações de intemperismo. É por essa razão que os minerais se intemperizam. Talvez a diferença entre as condições de equilíbrio na hora da formação dos minerais e as existentes na superfície governem a seqüência de estabilidade. 71 O princípio da série de estabilidade apresentada é uma generalização de informações acumuladas. A série de GOLDICH é claramente empírica, no sentido de ter sido elaborada a partir de dados experimentais, não existindo base ou explicação científica acerca dos princípios envolvidos. Não é possível, a partir da série de GOLDICH, compreender porque o quartzo é mais estável do que o plagioclásio-Ca ou a olivina, sabe-se apenas que tal comportamento é esperado nas condições normais de intemperismo. Ambos autores referem-se a série de GOLDICH como a série de estabilidade dos minerais da fração areia e silte, talvez pelo fato desses minerais serem normalmente encontrados na fração areia ou silte. * BOWEN (1922) apresentou uma série de cristalização ou solidificação das rochas magmáticas, a partir do magma no estado fluído, em ordem decrescente de temperatura. Essa série é a mesma encontrada por GOLDICH. Na série de BOWEN a olivina se solidifica nas temperaturas mais elevadas e o quartzo nas temperatura mais baixas. 5.1.2. O Trabalho de Chesworth (1973) CHESWORTH (1973) utilizou como dados básicos para seu trabalho a composição média do granito de uma certa região e a composição das águas subterrâneas onde predomina esse granito. Foi assumido que as águas subterrâneas continham os componentes provenientes do intemperismo das rochas e dos solos dessa região. Essa água atuaria com um meio de mobilização ou remoção desses componentes do sistema. Tabela 11. Média de análise parcial de granito e águas subterrâneas de regiões graníticas (% peso). 72 ÁGUA SUBTERRÂNEAS MÉDIA NORMALIZADO* Si O2 70.2 27.6 65.7 Al2 O3 14.5 0.4 1.0 Fe (total) Fe2 O3 2.6 0.6 1.4 MgO 1.1 9.2 21.0 Cão 2.1 27.3 65.1 3.3 13.0 31.0 Na2O K2O 4.0 4.8 11.4 * Normalizado com relação ao Al2 O3 . Os valores expressos são relativos a uma taxa de lixiviação do Al2 O3 = 1,0 GRANITO Um simples diagrama de subtração pode ser calculado, utilizando-se os valores normalizados como indicadores do coeficiente angular das retas, para demonstrar que vão permanecer após um período prolongado de intemperismo / lixiviação são SiO2, Al2O3 e Fe2O3 (Figura 50). ÓXIDO % 70 60 SiO2 50 40 30 SISTEMA RESIDUAL DE INTEMPERISMO 20 Al2O3 10 Fe2O3 CaO MgO Na2O K2O TEMPO Figura 50. Perda de componentes de um granito em função do tempo. 73 O SiO2, apesar de apresentar uma taxa de perda muito elevada aparece como produto final do intemperismo, devido a grande quantidade encontrada no material de origem (granito). Se a tendência do intemperismo é a perda total das bases (Ca, Mg, Na e K) resultando um sistema composto unicamente por Si, Al e Fe - chamado pelo autor de sistema residual de intemperismo - os minerais encontrados nesse sistema vão poder apresentar apenas Si, Al e Fe como cátions. Os minerais mais comuns que apresentam tal composição química seriam: - quartzo (SiO2) e as variações opala e calcedônea; - gibsita (Al (OH)3); - boemita (Al (OH)); - goethita (FeO (OH)); - hematita (Fe2O3) - caulinita (Al4/Si4O10/(OH)) - haloisita (Al4Si4 (OH)8 O10, 8 H2O) e mais alguns outros de menor ocorrência. Anteriormente à perda de todas as bases, minerais diferentes dos que se enquadram no sistema residual podem ser formados apesar de terem existência apenas transitória (esse termo refere-se ao tempo geológico e não cronológico!). O esquema que o autor apresenta é bem geral, não podendo ser utilizado para explicar casos específicos, mas a abordagem e interessante e possibilita um bom entendimento do processo geral de intemperismo. 5.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo O intemperismo é dividido normalmente em intemperismo físico e químico. No intemperismo físico a rocha original desintegra-se em material de granulométrica menor, sem que ocorram contudo, mudanças químicas ou mineralógicas significativas. No intemperismo químico há, além das alterações granulométricas, alterações químicas ou mineralógicas. Alguns consideram ainda o intemperismo biológico, o qual atua pela ação de organismos vivos e de produtor orgânicos sobre rochas e minerais. Como estas ações se dão através de processos físicos e de reações químicas, muitos o incluem nos 2 primeiros. 74 Na natureza o intemperismo físico e químico ocorrem associados e é quase sempre difícil isolar o efeito de um ou de outro. 5.2.1. Intemperismo Físico O mecanismo comum a todos os processos de intemperismo físico é o surgimento de tensões internas nas rochas suficientemente fortes para fraturá-las. Tais mecanismos visam reduzir o tamanho dos minerais, não interferindo na composição química. Os processos mais comuns do intemperismo físico são: a) alívio de pressão devido à erosão; b) expansão de água congelando ou sais cristalizando em fendas vazias entre grânulos; c) expansão e contração devido a variações térmicas; d) ação mecânica das raízes e outros organismos vivos. a) Alívio de pressão devido à erosão Com a erosão do material depositado acima da rocha há um alívio de pressão fazendo com que a rocha possa se expandir (Figura 51). Esse tipo de expansão causa normalmente fraturamento em ângulos retos em relação ao sentido do alívio de pressão, desenvolvendo em fendilhamento paralelo à superfície. 75 Figura 51. Alívio de pressão e fraturamento de uma rocha. b) Expansão de água ou sais A água ao se converter em gelo, tem seu efeito expansivo ao redor de 10%. O máximo de pressão em que a água não consegue mais se congelar é de 2.130 atm a -22 oC e 678 atm a -10 oC. Quando a pressão for acima desses valores, há transformação da água em gelo e conseqüentemente ocorre a expansão de 10% (Figura 52). Para que haja ruptura de fraturamento de rochas devido à esse mecanismo, o as temperaturas mais eficazes variam entre -15 e -22 C. A eficiência do efeito do congelamento vai depender do ambiente, onde a o temperatura ambiente flutue nos 0 C. O mesmo efeito ocorre quando há cristalização de sais a partir de soluções supersaturadas em fendas ou outros espaços vazios da rocha. 76 Os sais normalmente apresentam um coeficiente de expansão térmico maior do que o das rochas comuns. O fraturamento devido a maior expansão dos sais é um processo importante de desintegração física em deserto onde a oscilação térmica é acentuada. Figura 52. Fendilhamento provocado pelo gelo. c) Variações Térmicas Cada mineral possui um coeficiente de dilatação térmica diferente. Tomemos como exemplo o quartzo e o feldspato que sob mesma temperatura tem diferença no aumento de volume. Em grandes amplitudes térmicas muito repetitivas, pode ocorrer devido às dilatações diferenciadas, um enfraquecimento dos pontos de união na periferia dos cristais isolados. Com isso, haverá o desprendimento desses cristais. Tal mecanismo atua na parte mais externa das rochas, principalmente em partes angulosas, levando a um arredondamento das mesmas. Um exemplo desse tipo de ação do intemperismo seriam os matacões de exfoliação da era Pré-Cambriana no Estado de São Paulo, que são grandes rochas graníticas arredondadas de ocorrência comum (Figura 53). Em locais onde a queima de vegetação é constante, a ação do fogo pode acelerar sobremaneira a exfoliação das rochas. 77 Figura 53. Formação de um matação de exfoliação. d) Ação mecânica das raízes e outros organismos vivos As ações de expansão radicular dentro de fendas ou poros da rocha podem levá-las a um acentuado fraturamento. Em muitos solos rasos é notável o desenvolvimento de raízes em camadas mais profundas onde praticamente só encontramos rochas. A ação presente de formigas térmitas (cupins) e outros seres vivos maiores pode, em alguns casos, também exercer certa ação mecânica sobre as rochas. Como vimos, os processos físicos de intemperismo tendem a diminuir o tamanho das partículas. Diminuindo-se o tamanho, aumenta-se a superfície específica das partículas, acelerando e facilitando dessa maneira as reações químicas de intemperismo (quanto menor o tamanho, maior é a reatividade de uma substância sólida). 5.2.2. Intemperismo Químico 78 O intemperismo químico consiste na modificação da composição química e mineralógica do material. Os produtos são novos minerais ou acumulações residuais de alguns minerais primários pouco solúveis. O intemperismo químico ocorre porque rochas e minerais raramente estão em equilíbrio (físico químico) com a composição da água, temperatura e pressão da superfície da terra. Os produtos que se formam a partir desse intemperismo são mais estáveis no meio ambiente da superfície. Se o meio ambiente do solo sofre novas ou contínuas alterações, assim também o farão os produtos iniciais do intemperismo. Existem vários processos pelos quais as rochas minerais comuns se intemperizam quimicamente. 5.2.2.1. Processos de Intemperismo Químico a) Hidrólise A hidrólise é o processo de intemperismo mais importante para a maioria dos silicatos. No caso de minerais, a hidrólise se refere especificamente à reação entre íons + - H e OH da água e elementos ou íons do mineral de rocha. A água, ou melhor, a + - solução do solo, contém sempre além do H e OH da dissociação da água, grande quantidade de outros íons que podem também, participar das reações. A hidrólise + - ocorre pela substituição dos íons da superfície dos minerais por íons H ou OH . Com isso, há a liberação desses íons para a fase líquida e um aumento do pH da solução. Para os feldspatos, pode-se representar esquematicamente a seguinte reação. K Al Si O4 + 4 H2 O Feldspato + água → Al SiO4 (OH)4 + KOH Feldspato hidróxido de potássio + Para um aluminosilicato a equação geral seria: Aluminosilicato + H2O + H2CO3 → mineral + cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4 de argila c l aq c aq aq aq aq 79 c = espécie cristalina l = líquido aq = espécie aquosa O ácido mostrado aqui é o H2CO3, mas outros ácidos, tais como os ácidos originados da decomposição da matéria orgânica, são também importantes fontes de H. Equações mais detalhada sobre hidrólise são apresentadas a seguir: + 2 K AlSi3O8 + 2H + 9H2O → H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2K c aq l (caulinita) (ortoclásio) aq + aq c + 3 K AlSi3O8 + 2H + 12H2O → K Al3Si3O10 (OH)2 + 6H4SiO4 + 2K c aq l (ilita) (ortoclásio) aq + aq c + + 2 Na AlSi3O + 2H + 9H2O → H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2Na c aq l (caulinita) (albita) aq aq c 8 Na AlSi3O8 + 6H+ + 28H2O → 3Na0,66 Al2,66 Si3,33 O10 (OH)2 + 14H4SiO4 + 6Na+ c (albita) aq l (montmorilonita) aq aq c Os cátions podem permanecer no solo como integrante da grade cristalina do mineral de argila ou como íon adsorvido na superfície dos colóides do solo. Alguns cátions podem ser absorvidos pelo vegetal e retornar ao solo por um processo cíclico. Por outro lado alguns cátions podem ser removidos do sistema solo-planta juntamente com o HCO-3 através da água de percolação (Figura 54). 80 BIOSFERA CICLAGEM MINERAL PRIMÁRIO INTEMPERISMO R ESTRUTURA CRISTALINA AD SO RÇ TR ÃO OC ÁV EL LIXIVIAÇÃO (PERDA) R R ÁGUAS SUBTERRÂNEAS - Cátion em solução resultante do intemperismo do mineral primário. - Mineral secundário da fração argila. Figura 54. Destinos dos cátions liberados pelo intemperismo. - Fato interessante a ser observado é o seguinte: os íons OH juntamente com os cátions metálicos se concentram no oceano, que tem reação alcalina. Os íons H+ por sua vez, se combinam com silicato, dando origem entre outros aos minerais de argila, os quais são pouco solúveis e somente se dissociam ligeiramente em ácidos fracos. Na terra portanto fica a reação ácida enquanto que no mar a reação alcalina. FATORES QUE INFLUEM NA HIDRÓLISE 81 Para se ter uma razoável noção da intensidade da formação dos solos é interessante, antes de mais nada, saber algo a respeito dos fatores que favorecem ou não a reação de hidrólise. a) Natureza da água Experimentos afirmam que uma rocha em presença de água tende a se intemperizar. Se a água saturada com sais não for removida e substituída por outra com concentração de sais menor, a hidrólise tende a paralisar. Nestas condições o solo não se desenvolve. (Figura 55). feldspato K+ H2O feldspato K+ H2O + produto de hidrólise H2O + produto de hidrólise A B H2O+ produto de hidrólise v v v v v v v v v v v v v v v v v v basalto v v lençol freático v v v v v v v v v v v v Figura 55. Esquema ilustrando a influência da remoção da água de hidrólise no desenvolvimento do solo. (A) Devido a remoção de água + produtos de hidrólise, o intemperismo é maior, conseqüentemente o solo é mais profundo. A remoção da água no solo é devido a sua boa drenagem; (B) Nesta posição do relevo a drenagem do solo é impedida, conseqüentemente vai haver concentração dos produtos da hidrólise e o desenvolvimento do solo é bem menor. A remoção dos sais pode ser feita por precipitação intensa com uma grande lixiviação. Nestas condições o intemperismo tende a aumentar consideravelmente. 82 b) Efeito do pH sobre as solubilidades do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 Quando da hidrólise de minerais silicatados, o pH de suas suspensões é geralmente 7 ou maior que 7. O quartzo pulverizado, em água hidroliza-se para um pH de 6 e 7, mas os feldspatos hidrolizam-se para produzir pH 8 e 10, os piroxênios 8 a 11 e os anfibólios e feldspatos 10 e 11. Esta variação de pH é muitíssimo importante, devido aos seus efeitos sobre a solubilidades relativas do SiO2 e Al2O3, os quais são também produtos de reação de hidrólise. O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 é apresentado na Figura 56. Figura 56. Solubilidade da sílica, alumina e óxido de ferro em função do pH. A um pH 5 vai haver no sistema presença de SiO2 e Al2O3 (este em maior quantidade). Dependente do tipo de cátion existente no meio (H+ neste caso) haverá formação de caulinita. Quando o pH é 10 - Tanto o Al2O3 como o SiO2, são relativamente solúveis e portanto as pequenas quantidades deles que são liberados durante a hidrólise são arrastados em soluções, podendo formar depósitos de bauxita e calcedônea. Em pH 8 - A solubilidade do Al2 O3 é reduzida praticamente a zero, mas a do SiO2 é reduzida apenas para ¼ daquela que era a pH 10. Espera-se portanto, que 83 em pH 8 o Al2O3 hidratado irá precipitar-se, provavelmente, na forma de gibsita, enquanto que a maior parte do SiO2 será removida. Grave bem ! - Suponha que uma rocha que está sofrendo hidrólise seja banhada em água com pH 5 a 6 (valor comum de pH para água subterrânea). A solubilidade, tanto do Al2O3 como o SiO2, derivados da rocha, será então relativamente baixa, uma condição que pode conduzir a combinação deles para a formação da caulinita. Geralmente a sílica é relativamente solúvel na faixa normal de pH de solos e está quase sempre presente no material de origem em elevado teor, suficiente para tomar parte na maioria dos minerais de argila. Parte da sílica é removida em solução. O alumínio não é muito solúvel nesta mesma faixa de pH, portanto permanece próximo a área de intemperismo, tomando parte na formação de minerais de argila ou gibsita. O ferro também permanece próximo à área de intemperismo para a maioria dos solos dando a estes ou ao material intemperizado a cor característica. A um pH 8 e aliado a uma precipitação escassa e a uma evaporação anual que excede a precipitação, os íons de SiO2, Al2O3 e M (alcali e alcalinos terrosos) permanecem em solução os quais se combinam para formar minerais de grande atividade, por exemplo, montmorilonita. c) Ação das plantas + As plantas vivas fornecem íons H para a argila em contato com suas raízes, e tendem portanto, a criar condições de argila ácida, a qual, por sua vez, intemperiza as rochas e minerais presentes. Diversos autores demonstraram que as radicelas das plantas conduzem cargas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no solo, por uma atmosfera iôni- 84 + ca a qual é composta principalmente de íons H . O pH das raízes das plantas, tais como milho, algodão, amendoim varia de 2,0 a 3,85 e a CTC dessas raízes está em torno de 14 meq/100 g (Figura 57). raiz +H + +H + +H + - +H + +H + +H + +K +H - +H + - Mineral de argila - K - Feldspato - - +H + H+ + Figura 57. Esquema ilustrando a ação das raízes na hidrólise. A raiz no caso fornece íons H ao mine+ + ral de argila (troca com o K ou outro íon) e este H entra na hidrólise atacando um mineral + rico em K (feldspato) ou um outro mineral qualquer. b) Oxidação e Redução A oxidação é o processo pelo qual o elemento perde elétrons. Essa perda resulta num aumento da valência positiva. O ferro é o elemento que mais sofre esse tipo de processo nos ambientes de intemperismo. Nos minerais formadores de rochas o ferro se encontra predominantemente 2+ na forma reduzida Fe . Quando esse ferro se oxida o Fe 3+ dentro da estrutura cris- talina dos minerais há distúrbios na neutralidade eletrostática do mineral. Esse distúrbio leva normalmente à saída de outros cátions da estrutura a fim de compensar o aumento de carga positiva. Surgem dessa maneira falhas na rede cristalina que podem levar a um colapso total da estrutura anterior ou deixar o mineral mais susceptível a outros processos químicos como a hidrólise. A alteração de biotita para vermiculita é um exemplo desse conjunto de processos. Sempre que uma substância se oxida (perde elétrons) outra reduz (recebe os elétrons perdidos). O receptor de elétrons no solo normalmente é o O2 gasoso. A reação pode ser simplificada conforme equação abaixo: 2FeO + Fe++ → H2 O2 → Fe+++ + FeO3 é 85 A direção e a intensidade dessa reação depende do potencial de oxi-redução do meio. Para que a reação ocorra da esquerda para a direita, isto é, oxidação do ferro e conseqüente redução do O2, é necessário uma boa aeração do solo. Solos bem drenados e porosos facilitam as reações de oxidação, ocorrendo redução apenas em solos freqüentemente encharcados. As micas, biotita e muscovita, apresentam estrutura cristalina muito semelhantes, porém diferem no comportamento ante o intemperismo. A biotita apresenta Fe2+, que tende a oxidar e desestabilizar a estrutura desta, o que não ocorre com a mus2+ covita, que por não possuir Fe é mais resistente ao intemperismo. Outros elementos que também sofrem mudanças de valência são Cr, Ti, Cu, Mo, N e outros. Esses elementos ocorrem em menor quantidade nos minerais formadores de rochas, portanto, de menor importância. Qualquer mudança de valência de um elemento que faz parte da estrutura cristalina de um mineral vai desequilibrá-la e conseqüentemente destruí-la ou tornála mais suscetível a outros processos de alteração química. c) Hidratação e Desidratação Hidratação e desidratação são os processos pelos quais moléculas de água são adicionadas ou removidas do mineral. O resultado é a formação de um novo mineral de estrutura bastante semelhante ao anterior. Esses processos não são muito importantes no intemperismo químico uma vez que apenas alguns poucos minerais são afetados por esses processos. A reação mais comum entretanto, é a que envolve óxido e hidróxido de ferro. Fe2O3 + H2O Hematita ↔ 2 FeOH Goethita 86 Essa reação pode se processar nas duas direções, mas em solos, bem drenados a tendência é a estabilização da hematita. Em muitos casos a hidratação precede as reações de hidrólise. d) Quelação Estudos tem demonstrado que agentes quelantes são responsáveis por uma considerável quantidade de material intemperizado, e que algumas situações pode exceder a própria hidrólise. Agentes quelantes são formados por processos biológicos normalmente excretados por líquens que crescem nas superfícies das rochas. A estrutura do agente quelante é variada e complexa. O EDTA (Ácido Cetilenordiaminotetracetico) é um dos agentes quelantes mais conhecidos e sua estrutura pode ser esquematizada da seguinte forma: CH2 CH2 CH2 N COO COO Fe CH2 N COO CH2 CH2 COO A maioria dos íons metálicos pode ligar-se ao EDTA formando compostos bastante estáveis, ficando o íon metálico aprisionado na estrutura cíclica. A flora microbiana do solo bem como as raízes das plantas são capazes de produzir e exudar substâncias quelantes. O húmus do solo é composto de grande quantidade desses agentes. Há fortes evidências que alguns quelantes podem ter expressiva ação sobre o quartzo, que é muito resistente a outros processos de in- 87 temperismo químico. Quelatos estáveis, também são formados a partir de outros cátions polivalentes como o Al, Fe e Ti. A perda de ferro devido a quelatização já foi observada para o epídoto, goethita, hematita, magnetita, augita e biotita. e) Capacidade de troca de íons O intemperismo de um mineral pode ocorrer através da troca de íons entre a solução e o mineral. Durante a troca, a estrutura básica do mineral não é alterada, mas o espaçamento entre as camadas pode variar de acordo com cátions específi+ cos. A transformação da biotita em vermiculita é em parte atribuída a troca do K da biotita por íons de Ca 2+ 2+ e Mg da solução. 5.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas O material liberado pelo intemperismo ou é removido do sistema por percolação profunda ou permanece no sistema formando através de diferentes reações uma série de produtos cristalinos ou amorfos. Os minerais de argila, considerados por muitos como produtos finais do intemperismo, na realidade apenas fazem parte de um sistema em equilíbrio dinâmico. As argilas também se degradam originando resíduos óxidos e hidróxidos que pedologicamente são considerados mais estáveis. 5.3.1. Alguns exemplos a) Olivina (Mg, Fe)2 SiO4 A estrutura cristalina da olivina consiste de tetraedros isolados unidos por cá2+ tions Fe , Ca 2+ 2+ e principalmente Mg . A olivina é o silicato mais suscetível à erosão. Em condições de drenagem moderada, com pequena lixiviação de cátions, a olivina 88 se transforma principalmente em montmorilonita, graças à elevada concentração de Mg. Em ambientes de drenagem forte, onde a remoção de bases é maior, a olivina se altera, formando principalmente, a caulinita. Olivinas mais ricas em ferro podem também formar nontronita. b) Piroxênios e Anfibólios A formação de minerais de argila a partir de piroxênios e anfibólios depende das condições de drenagem e da precipitação. Como tendência geral há a formação de esmectitas ou cloritas nas primeiras fases do intemperismo. O ferro se oxida formando goethita ou hematita e o titânio origina anatase. Com o aumento da intensidade de intemperismo formam-se minerais cauliníticos e o meio se enriquece de ácidos de ferro e titânio. c) Micas Há uma grande diferença de resistência ao intemperismo entre as micas muscovita (KAl3Si3O10 (OH)2) e a biotita (K (Mg, Fe2+) AlSi3O10 (OH)2). A diferença é ex2+ 3+ plicada pela tendência do ferro ferroso (Fe ) da biotita oxidar-se a ferro férrico (Fe ) nos ambientes de intemperismo desequilibrando-a eletricamente. Os produtos finais do intemperismo são semelhantes, porém a muscovita altera-se mais lentamente que a biotita. Na etapa inicial as micas perdem potássio e durante a pedogênese podem entrar em seu lugar íons Mg e Al, determinando a formação de filossilicatos, particularmente a vermiculita, clorita, ilita, montmorilonita e vários interestratificados. As condições ambientais é que determinarão o tipo específico de mineral a ser formado. d) Quartzo A estrutura do quartzo não favorece as reações de hidrólise ou oxidação, sendo seu intemperismo provocado por dissolução, um processo mais lento, fazendo do quartzo um mineral resistente ao intemperismo. O quartzo não se altera diretamente em outras fases cristalinas. Ele entra lentamente em solução, e pela combinação 89 com outros produtos origina novos silicatos. A energia de ativação para romper as ligações Si-O-Si é bastante elevada. Dessa forma catalisadores orgânicos como o ácido algínico e alguns aminoácidos tem papel decisivo na solubilização do quartzo. e) Feldspatos Seu intemperismo é quantitativamente mais importante pois há predomínio dos feldspatos entre os minerais das rochas na litosfera. O intemperismo do feldspato ocorre em 2 etapas: uma lenta e outra rápida. Etapa rápida: há uma perda muito grande de potássio em relação a Si e Al. Etapa lenta: as perdas de K, Al e Si tendem a se igualar. A velocidade e o tipo de alteração são afetados sensivelmente pelas condições do meio e pelo tamanho do mineral. Os produtos de alteração dos feldspatos são argilas residuais e óxidos de alumínio hidratados. Em condições normais, os feldspatos gerarão a caulinita, mas pode ocorrer a formação de minerais 2:1 ou micas como a sericita. Os feldspatóides, componentes de rochas básicas e ultrabásicas tem menor resistência ao intemperismo do que os feldspatos. 90 CAPITULO 6. ROCHAS MAGMÁTICAS 6.1. Introdução As rochas magmáticas ou ígneas são aquelas formadas a partir do resfriamento do magma e conseqüente consolidação do magma, no interior ou na superfície da crosta terrestre. O magma é um fluido natural muito quente predominantemente constituído por uma fusão de silicatos e mostrando proporções variadas de água, elementos voláteis ou de cristais em processo de crescimento. A composição do magma pode ser obtida pelo estudo das lavas, ou seja, do magma que extravasa pelos vulcões, embora se considere que uma grande perda de elementos voláteis ocorra neste caso, pois no seu caminho até o local de resfriamento, funde ou dissolve materiais pelo qual vai passando incorporando-os à sua composição original e chegando ao seu destino com composição distinta. A B Figura 58. Lavas consolidadas com estruturas tipo corda ( A ) e tipo almofadada ( B ). Do ponto de vista físico-químico, os componentes essenciais do magma são: 91 a) uma fase líquida: mantida em fusão pela temperatura elevada, constituída essencialmente por uma solução mútua e altamente complexa de um grande número de componentes, a maior parte dos quais de natureza silicática; b) uma fase gasosa: mantida em solução por pressão, constituída predominantemente por H2O e quantidades menores de CO2, HCI, HF, SO2, etc.; c) uma fase sólida: formada por cristais de decomposição essencialmente silicática, em fase de crescimento ou de natureza residual, assim como de fragmentos de rochas. A composição química essencial dos magmas é, em termos de óxidos, algo situado dentro das proporções da tabela a seguir: % SiO2...................................30-80 Al2O3....................................3-25 FeO-Fe2O3...........................0-13 MgO.....................................0-25 CaO.....................................0-16 Na2O....................................0-11 K2O.....................................0-10 6.2 Origens e tipos fundamentais de magmas De modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos fundamentais de magmas primários, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem formar outros tipos, por diferenciação: (a) os magmas graníticos; (b) os magmas basálticos. Os primeiros formam 95% das rochas intrusivas, plutônicas, e os segundos constituem 98% das rochas vulcânicas, efusivas. A origem destes magmas e das rochas correspondentes constitui ponto de controvérsia. 92 Fig. 59 O granito observado ao microscópio. Os minerais claros são quartzos, os pretos representam a biotita, e os intermediários são feldspatos (extraído de Popp, 1998). Pode-se dizer, entretanto, que o magma granítico está sempre relacionado com áreas em que houve formação de extensas cadeias de montanhas, como por exemplo os Andes e os Alpes, zonas em que a crosta sofreu fenômenos de compressão, dobramento e afundamento, com evidências de que esse magma é produzido por fusão parcial de rochas preexistentes (anatéxis) a profundidades da ordem de 7 a 75 km. Nessas regiões, as rochas originadas ocorrem sob a forma de corpos intrusivos muito grandes, intimamente relacionados com as cadeias de montanhas, e, em muitos casos, a sua formação parece não ter exigido a refusão total, associando-se a fenômenos complexos. Já o magma basáltico parece originar-se em profundidades maiores—90 a 100 km, ou seja, na porção superior do manto — tal como evidenciado pelos sismos associados a derrames basálticos cujas origens geralmente estão 45 a 60 km abaixo da superfície, onde o magma basáltico seria originado pela fusão de rochas básicas preexistentes, através de quedas bruscas de pressão, em regiões onde a crosta parece afetada por movimentos de afastamento e onde o manto parece foco de correntes convectivas ascendentes. 93 Os magmas graníticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma composição mais rica em SiO2 (da ordem de 70%), e os basálticos, por uma proporção menor de SiO2 inferior a 50%. Viscosidade. Os magmas graníticos são mais viscosos do que os basálticos, já que a viscosidade parece aumentar com e teor de SiO2. Isto se reflete caracteristicamente na maneira pela qual ocorrem os fenômenos de vulcanismo associados a essas rochas. Além disso, a viscosidade depende da temperatura e da pressão, diminuindo com o aumento destes fatores. O magma pode se resfriar em profundidade, isto é, nas profundezas da crosta, abaixo de grande quantidade de rochas. Ele se solidifica vagarosamente porque a perda de calor é lenta. Além disso, esse resfriamento se dá sob a presença de substâncias voláteis aprisionadas, o que leva a uma cristalização mais perfeita dos minerais. Tem-se dessa forma, o aparecimento de cristais maiores, formando-se dessa maneira as rochas holocristalinas de estrutura granular. Quando o magma se resfria na superfície da crosta através do extravazamento, a temperatura e a pressão caem rapidamente, não são aprisionados voláteis e não existem então condições favoráveis à cristalização total dos minerais e formação de cristais grandes. Assim, originam-se as rochas de granulação muito pequena . De acordo com o local em que se dá a consolidação há dois tipos básicos de atividade ígnea: a) Plutonismo: a consolidação ocorre no interior da crosta, originando as rochas plutônicas ou intrusivas. b) Vulcanismo: o magma irrompe e derrama-se à superfície para formar rochas vulcânicas ou extrusivas. 94 Figura 60. Bloco diagrama de alguns corpos magmáticos, onde: BATÓLITO = grande corpo magmático continuo, formado em profundidade. STOCK = semelhante ao batólito, só que menor. LACÓLITO = intrusão magmática em forma de domo. DIQUE = corpos magmáticos, tabelares mais ou menos verticais, semelhante a paredes. SILL = intrusões devido à penetração do magma em extratos pre-existentes sem quebrá-los. XENOLITO = fragmento de rocha pré-existente, incluso uma rocha magmática. Formas concordantes. Neste caso, a intrusão magmática intromete-se entre os planos de estratificação da rocha encaixante em concordância com eles. Entre as formas concordantes temos: (a) Sil. São corpos extensos, pouco espessos e de forma tabular quando vistos em corte. O magma deve ser pouco viscoso para poder intrometer-se entre os planos de estratificação da rocha encaixante (Fig. 61). Na bacia do Maranhão há grande ocorrência de sils de diabásio. (b) Lacólito. O magma, neste caso, é mais viscoso, formando massas intrusivas de forma lenticular, plano-convexas. A rocha situada acima do corpo intrusivo (capa) é dobrada, e as rochas situadas na parte inferior (lapa) não são afetadas. Um lacólito (Fig. 62) pode ter 300 m de espessura e 5 km de comprimento. (c) Lapólito. Como o nome indica, tem a forma de uma bacia, de grandes dimensões e ocorre sempre no fundo de dobras do tipo sinclinal (Fig 63). 95 Figura 61. Sil. Formado quando o magma se aloja entre os estratos das rochas sedimentares. No exemplo, os estratos estão inclinados (extraído de Popp, 1998). Fig. 62 Lacólito. Forma-se quando o magma é introduzido entre as camadas, produzindo uma convexidade nas camadas superiores (extraído de Popp, 1998). Fig. 63 Lapólito. A intrusão resulta numa bacia, geralmente preenchendo asdepressões dos siclinais (extraído de Popp, 1998). 96 (d) Facólito. É o nome dado a um corpo intrusivo concordante, confinado nas cristas dos anticlinais ou no fundo de sinclinais. Tem a forma de crescente porque está comumente associado a dobras mergulhantes (Fig. 64). Formas discordantes. Esses corpos intrusivos independem da estratificação da rocha encaixaste, pois a cortam discordantemente. São mais freqüentes perto da superfície da Terra, onde as pressões a serem vencidas são menores. Entre as formas discordantes temos: Fig. 64 Facólito. É uma intrusão concordante, com as camadas dobradas geralmente assumindo a forma crescente (extraído de Popp, 1998). A 97 B Fig. 65 Diques. (A) Massa magnética que preenche fendas ou falhas cortando discordantemente os estratos. (B) Pequenos diques de diabásio cortando migmatitos (extraído de Popp, 1998). (a) Dique. É uma massa magmática que preenche uma fenda em rocha preexistente (Fig. 3.8). Os diques podem ser classificados em radiais, em anel (ring dikes) ou circulares, conforme se apresente em conjunto na superfície após a erosão. Muitas vezes os diques se formam a partir de um corpo intrusivo maior. Nas bacias do Maranhão e do Paraná há grande incidência de diques de diabásico. (b) Veios. São massas produzidas pela injeção de magma em fraturas menores e menos regulares do que diques. (c) Neck. São corpos discordantes, cilíndricos, verticais, que cortam as rochas preexistentes (Fig. 3.9). Pelo estudo da litologia formadora dos necks, vê-se que eles são condutos de antigos vulcões cuja parte superior foi erodida. (d) Batólitos e stocks. Os batólitos são massas enormes de material magmático (granítico) que afloram numa extensão de, pelo menos, 100 km2 na superfície terres2 tre. Se o afloramento tiver menos de 100 km , temos o stock. Os batólitos não têm, aparentemente, delimitação em profundidade, passando gradualmente à zona das rochas fundidas. Os batólitos formam grande parte dos escudos ditos Escudo Nordestino e Escudo Brasileiro, entre outros. 98 Eles são, normalmente, de composição granítica, e sua origem é ainda bastante discutível (Fig. 1.10). Deve-se notar, com respeito aos corpos acima referidos, sejam eles concordantes ou discordantes, o seguinte: (1) a classificação adotada diz respeito somente à forma geométrica do corpo, e não à litologia formadora; (2) normalmente, os corpos intrusivos são mais resistentes à erosão do que a rocha encaixante, donde o fato de estes corpos sobressaírem-se na topografia com respeito à rocha encaixante. 6.3. Composição e Classificação das Rochas Magmáticas Aproximadamente 99% da massa das rochas magmáticas é formada por oito elementos - oxigênio, silicio, alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio e magnésio, sendo a maioria, parte da estrutura cristalina dos silicatos formadores das rochas como feldspatos, olivinas, piroxênios, anfibólios, quartzo e micas. Estes seis minerais constituem 95% do volume de todas as rochas magmáticas comuns. Magmas, chamados de máficos, são ricos em ferro, magnésio e cálcio e produzem grande quantidade de olivina, piroxênio, anfibólio e plagioclásio cálcico. Possuem coloração escura. Magmas, chamados de siálicos, são ricos em silicio e alumínio e produzem grande quantidade de quartzo, feldspatos potássico e plagioclásio sódico. Possuem coloração clara. Alguns caracteres macroscópicos para as rochas ígneas. 1. São em geral duras. 2. Os cristais se dispõem por justaposição. 3. Não apresentam estruturas segundo faixas ou camadas. 4. São maciças, quebram-se de forma irregular. 5. Apresentam uma textura cristalina, vítrea ou vesicular. 6. Não apresentam fósseis. 99 7. Apresentam alto teor em feldspatos. Os principais critérios de classificação são os seguintes: A – Modo de ocorrência. B – Texturas. C – Estruturas. D – Composição Mineralógica e Química. A - O modo de ocorrência é um critério de campo, ou seja, uma vez formado, o magma pode apresentar grande mobilidade, tendendo a ascender ao longo de fissuras da crosta, deslocando ou englobando rochas vizinhas, podendo, eventualmente, extravasar à superfície ou então solidificar-se no interior mesmo da crosta. B - A textura refere-se a fenômenos de escala extremamente pequena e, em geral, seu estudo é feito com auxilio de lupa e microscópio (ver item 6.3). C - As estruturas são aspectos megascópicos que podem ser observados em amostras grandes ou no campo. As mais comuns são as que seguem: a) Estruturas vesiculares e amigdalóides - apresentam pequenas cavidades esféricas. Podem se apresentar vazias (vesículas) ou preenchidas por minerais secundários (amígdalas) (Figura 66). 100 Figura 66. Basalto com estrutura amigdalóide e vesicular caracterizado pelo preenchimento de minerais (branco) e orifícios (vazios), respectivamente (Popp, 1988). b) Estruturas em bioco (biock lava) e brechas de fluxo (floro breccias) -apresenta-se com a forma de biocos envoltos por lava ou por materiais secundário (arenito, calcita, etc.). Rochas com tais estruturas geralmente são chamadas brechas basálticas. Lavas muito fluidas se solidificam formando superfícies e crostas mais lisas, ou então com rugas e sinais de fluxo iguais aos que se pode observar em pixe derretido derramado chamados estrutura cordadas (Figura 58). c) Estruturas fluidas - são estruturas bandeadas, originadas de diversas maneiras em lavas viscosas. d) Estruturas de fraturação primária - fraturas que se originam quando da solidificação de rochas ígneas. D - O principal parâmetro químico é o relacionado com a quantidade total de sílica da rocha. Podem ser de acordo com a Tabela 12: 101 Rocha (acidez) Acida Intermediária Básica Ultrabásica Teor em SiO2 (%) > 65 65 - 52 52 - 45 < 45 Exemplo Intrusiva Granito Diorito Gabro Peridotito Exemplo Extrusiva Riolito Tinguaito Basalto Picrito Teor médio em SiO2 (%) 70 60 50 40 Tabela 12. Acidez de uma rocha magmática. Na composição mineralógica, os minerais mais importantes para este fim são o quartzo, os feldspatos (alcalinos e plagioclásios); minerais claros (félsicos) e os minerais ferro-magnesianos anfibólios, piroxênios e a biotita; minerais escuros (máficos). 6.4. Resfriamento do Magma A cristalização de minerais, a partir do magma, ocorre entre 1200 e 600°C. No resfriamento do magma distinguem-se três estágios sucessivos. 6.4.1. Estágios de Resfriamento Cristalizam-se os minerais que formem a massa rochosa propriamente dita. A seguir cristalizam-se a maior parte dos silicatos, obedecendo ao grau crescente de polimerização (primeiro os nesossilicatos e por último os tectossilicatos). Nesta fase, os constituintes voláteis praticamente não interferem a neo ser para manter a fluidez do magma. 6.4.1.1. Estágio Pneumatólitico (ou Pegmatítico) Nesta fase, os gases aumentam em proporção e devido às altas temperaturas e pressões em que se encontram, têm sua ação dissolvente aumentada, provocando percolação através das rochas, acarretando a formação de novos minerais como a turmalina e o topázio, além de modificações estruturais nas rochas já formadas. 102 6.4.1.2. Estágio Hidrotermal Com resfriamento já avançado, restam no magma soluções residuais contendo água, sílica e grande números de elementos metálicos, que vão se depositando ou reagindo com as rochas presentes, dando origem às jazidas minerais de cobre, ouro, zinco, chumbo e outros elementos metálicos. 6.4.2. Textura das Rochas Magmáticas A textura refere-se ao tamanho, forma e arranjamento dos minerais dentro das rochas. A textura das rochas magmáticas relaciona-se principalmente com a composição e velocidade de resfriamento do magma. A textura é definida por, pelo menos, três parâmetros principais: 1° - O grau de cristalização, pelo qual a rocha classifica-se em: a) rochas holocristalinas ou cristalinas: constituídas exclusivamente por material cristalino. Ex::granitos, diabásico; b) rochas holovítreas ou vítreas: exclusivamente por material vítreo. Ex: Obsidiana; c) rochas hipocristalinas ou hipovitreas: mesma rocha encontra-se material cristalizado e vítreo. Ex: basalto. 2° - O tamanho dos cristais, pelo qual a rocha classifica-se em: a) fanerítica, quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho nu; b) afanítica, quando os minerais formam partículas tão pequenas que não podem ser percebidos a olho nu. Neste caso, a rocha apresenta um aspecto maciço. 3° - O tamanho e relação mútua dos cristais, que permite classificar as rochas em: a) equigranulares - quando os cristais têm aproximadamente o mesmo tamanho; 103 b) inequigranulares - quando as partículas constituintes apresentam dimensões bem diferentes, caso em que existe um tipo particular de textura bastante comum, chamada porfirítica, na qual existem cristais maiores e mais bem-formados envoltos por um aglomerado, freqüentemente afanítico, ou de minerais menores. 6.5. Seqüência de Cristalização A série de cristalização de BOWEN é bastante genérica, não sendo possí- vel através dela prever ou analisar todos os casos, existindo várias exceções a ela. Entretanto, a composição das rochas mais comuns pode ser entendida ou inferida através dela. A série de BOWEN é válida para a fase ortomagmática de resfriamento, e pode ser ilustrada por meio de um diagrama. 104 Evidentemente há gradação e tipos intermediários de textura em relação às apresentadas. Os minerais máficos (olivinas, piroxênio, hornblenda e biotita), formam na terminologia de BOWEN uma série de reações descontínuas. Isto significa que cada substância mineral reage com o fundente formado um mineral subseqüente e a relação se dá a temperatura determinada ou num intervalo estreito de temperaturas. Tem-se, portanto, a formação da olivina que, conforme a temperatura abaixa, com o magma, ainda fundido, reagiria formando um piroxênio. Este por sua vez, passaria da mesma forma em hornblenda, e a hornblenda em biotita. Em contraste, os feldspatos plagioclásios da série continua de reações, reagem continuamente com o líquido até a completa solidificação. A cristalização de ambas as séries ocorre simultaneamente e pode se iniciar numa série ou na outra, mas ocorrendo formação simultânea de dois tipos de cristais. Os minerais ortoclásio, moscovita e quartzo, não se relacionam como os demais. Formam-se preferencialmente do fundente residual, o chamado líquido residual do magma. Uma outra maneira de apresentar essa seqüência de cristalização, aparece na Figura 67. 105 Figura 67. Seqüência de cristalização e as principais rochas magmáticas. 6.6. Principais Rochas Magmáticas As rochas magmáticas são classificadas normalmente tomando-se como critério distintivos a composição mineralógica e a textura (item 6.2). Um resumo da composição, textura e origem das principais rochas magmáticas aparece na Figura 68. 106 Fonte: www.geo.unimib.ib.it/photo/ Fonte: www.ut.ee/BGGMminer/ Fonte: www.ut.ee/BGGMminer/ Figura 68. Principais rochas magmáticas, sua composição mineralógica e as principais estruturas Distinguem-se ainda as seguintes rochas magmáticas: - obsidiana - vidro vulcânico maciço. Textura vítrea e normalmente de coloração escura. - pomito - vidro vulcânico na forma de fibras e muito poroso. - tufo - rocha formada a partir da consolidação de cinzas vulcânicas. 107 6.5.1. Família Granito – Riolito A família granito - riolito é caracterizada pela seguinte composição mineralógica: Quartzo 10-40% Feldspato K 30-60% Plagioclásio 0-30% Biotita e Anfibólio 10-30% A cor clara dos granitos e dos riólitos deve-se a sua composição, ou seja, são formados a partir de magmas ricos em potássio, silicio e sódio e pobres em ferro, magnésio e cálcio. Riólito- formado na ou próximo a superfície, possui coloração típica branca, cinza ou rósea e normalmente apresenta alguns fenocristais de quartzo ou feldspatos. Os magmas dos quais os riólitos se originam são mais viscosos e de movimentação bastante lento. Textura afanítica. Granito - mais comum dentre as rochas magmáticas, apresenta textura fanerítica e possuem coloração cinza, mas quando predomina o feldspato K podem ter cores róseas ou avermelhadas. 6.6.2. Família Diorito - Andesito A família diorito - andesito tem composição intermediária entre a família granito - riólito e gabro - basalto. Pode ser caracterizada pela seguinte composição: Plagioclásio 55-70% Anfibólio e Biotita 25-40% O plagioclásio é normalmente, 50% cálcio e 50% sódio, possuindo pequenas quantidades de feldspato potássico e quartzo. 108 Diorito - de textura igual ao granito, diferem apenas na composição, ou seja, o diorito é composto por plagioclásio Ca-Na e minerais ferro-magnesianos. Muitas vezes, o diorito aparece associado a granitos. Andesito - a variedade mais comum é o andesito pórfiro (fenocristais formam mais de 10% do volume da rocha) e, em geral, possuem coloração cinza, esverdeada ou avermelhada. Os fenocristais são compostos de plagioclásio, anfibólio ou biotita, inseridos numa matriz afanítica de plagioclásios e algum vidro. Figura 69. Basaltos na região de Saltos do Iguaçu, Paraná (Popp, 1998). 6.6.3. Família Gabro-Basalto A composição dessa família é a seguinte: Plagioclásio (maioria Ca) 45-70% Minerais ferro-magnesianos (olivina, piroxênios e anfibólio) 25-60% Com coloração preta ou verde escura, essas rochas cristalizam-se a partir de magmas ricos em ferro, magnésio e cálcio e pobres em sílica. Gabro - equivalentes intrusivos do basalto, os gabros possuem granulação de média a grosseira. Não possui quartzo, sendo formada predominantemente por plagioclásio Ca e piroxênio. O diabásio é uma rocha intermediária entre o basalto e o gabro. 109 Basalto - é a variedade extrusiva do diabásio e recobre extensas áreas da Região Sul do Brasil, onde representa a rocha ígnea mais importante. Apresenta cristalização fina a afanítica e cores escuras que podem variar do vermelho-escuro ao preto (Figura 69). os cristais individuais só podem ser vistos através do microscópio. Apresentam vesículas, e amígdalas preenchidas, onde, os que apresentam grande quantidade destas ultimas chama-se basalto amigdaloidal. As variedades de basalto pórfiro são comuns, sendo os fenocristais formados por piroxênios e olivinas, normalmente. São essencialmente construídas de minerais ferro-magnesianos, desprovidas de quartzo e feldspato. Possuem, geralmente, granulação média a grosseira, às vezes porfirítica. As variedades mais comuns são os piroxenitos, dunitos e serpentinitos. Ocorrem no sul do Paraná e litoral de Santa Catarina. Em Goiás, ocorrem associados os minérios de cromo, níquel, cobalto e platina. A chave para classificação das principais rochas magmáticas estão na Figura 70. 110 Figura 70. Classificação das Rochas Magmáticas ou Ígneas. 111 CAPÍTULO 7. ROCHAS SEDIMENTARES 7.1. Introdução As rochas sedimentares são originadas a partir dos detritos de outras rochas e acumulam-se na superfície da terra em condições normais de temperatura e pressão. Sua formação tem origem no momento em que fragmentos dessas rochas primitivas são desalojados por algum processo de desagregação, passando pelas seguintes fases: intemperismo - erosão - transporte - deposição - diagênese (consolidação). Essas fases formam um processo denominado ciclo sedimentar e a sucessão de eventos é contínua e interdependente (FIGURA 71). DE S (A I N ÇÃ TE O GR FÍ A SI Ç CA Ã O ) ROCHA PREEXISTENTE (ÍGNEA, SEDIMENTAR OU METAMÓRFICA DE C O Q MP UÍ O M S IC IÇ A ÃO METEORIZAÇÃO Fragmentos de todos os tamanhos Soluções de Ca, Na, Mg, K, SiO2 coloidal, argilas e óxidos de Ferro. DETRITOS SOLUÇÕES TRANSPORTE E DISTRIBUIÇÃO (por gravidade, geleiras, vento, água, organismos, rios etc...) ROCHAS SEDIMENTARES Sedimentos clásticos ou detríticos (arenitos conglomerados, folhelhos etc...) Precipitados químicos e orgânicos (calcários dolomitos, sal, carvão etc...) Figura 71. A formação de rochas sedimentares (Popp, 1988). 112 O intemperismo consiste da transformação das rochas em materiais mais estáveis em condições físico-químicas diferentes daquelas em que se originaram. Esta transformação ou alteração pode ser física (desgaste e/ou desagregação da rocha) ou química (decomposição química da rocha). Durante o intemperismo, os minerais sofrem transformações químicas importantes: (a) parte de seus constituintes é dissolvida e carregada pelas águas de infiltração (Ca, Mg, K, Na e Fe, principalmente), de modo que esses minerais só vão reprecipitar-se sob a forma de sedimentos químicos; (b) parte dos minerais, como os feldspatos, anfibólios, micas etc. é transformada em argilo-minerais, ou seja, minerais moles, terrosos, formados por cristais ínfimos; (c) o quartzo e uns poucos minerais, colilo a ilmenita, granada e monazita, não se alteram e permanecem nos solos sob a forma de grânulos duros e areia; (d) quando o intemperismo é incompleto, restam ainda no solo fragmentos mais resistentes de rocha. Assim, o intemperismo transforma as rochas em solos residuais formados por uma mistura de argila, areia e fragmentos de rocha. Ao longo dos processos de transportes e deposição há uma expressiva seleção física e química de materiais. Sendo que, materiais de tamanho semelhante acumulam-se em ambientes de deposição específicos e os materiais mais solúveis tendem a se perder na solução. Os materiais transportados pelas chuvas, rios, ventos etc., são redepositados formando depósitos denominados sedimentos clásticos ou detriticos. Durante o transporte esses materiais são separados uns dos outros pelos agentes de transporte em função do tamanho e da dureza das partículas, de sorte que os sedimentos formados são constituídos (mais ou menos separadamente) por argila, areia ou cascalho. Dessa forma, os dois tipos principais de sedimentos que resultam do ciclo exógeno são os sedimentos químicos e os sedimentos clásticos. Uma terceira categoria de sedimentos pode será adicionada às duas primeiras: os sedimentos orgânicos, os quais, em princípio, também são sedimentos químicos ou clásticos, mas apresentam a particularidade de terem sido originados da intervenção ou da acumulação de restos de esqueletos e carcaças de seres vivos. 113 O fato das rochas sedimentares serem formadas por agentes da superfície da terra (água, vento, gelo) e em condições de temperatura e pressões baixas, conferelhes um estado de equilíbrio físico-química-mineralógico maior em relação ao meio ambiente da superfície da terra quando comparadas às rochas magmáticas ou metamórficas que, em seu processo de formação, sofrem a influência de elevadas pressões e temperaturas. Uma distinção deve ser feita entre rocha sedimentar e sedimento. Sedimento é considerado um depósito de material sólido na superfície da terra, formado por algum meio natural (água, vento, geleira), sob condições normais de temperatura e pressão. Rocha sedimentar é por sua vez, o sedimento consolidado, endurecido por processos físicos (compactação) e/ou químicos (cimentação). Segundo POPP (1998) os principais processos de litificação ou diagênese. são os seguintes: Compactação: Redução volumétrica causada principalmente pelo peso das camadas superpostas e relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de líquidos e aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos finos, argilosos. Cimentação. Deposição de minerais nos interstícios do sedimento, produzindo a colagem das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos sedimentos grosseiros e arenosos. Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de crescimento dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um agregado de cristais maiores. E um fenômeno mais comum nos sedimentos químicos. Os sedimentos argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou seja, as partículas de argila que no início da sedimentação se dispõem segundo uma estrutura cheia de vazios, sob a ação do peso das camadas superiores, são compactadas umas contra as outras, de modo a formarem uma rocha dura como o tijolo prensado. Já a areia de praia endurece principalmente pela introdução de substâncias cimentantes: carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc. Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos de cristalização que dão origem a rochas muito duras. 114 Figura 72– Representação de uma rocha sedimentar (modificado de http://www.rc.unesp.br ) 7.2. Ciclo Sedimentar O processo de formação das rochas sedimentares - ciclo sedimentar - pode ser esquematizado conforme a Figura 73. 115 Figura 73. Esquema simplificado do ciclo sedimentar. O intemperismo resulta de um conjunto de processos que, agindo sobre minerais de rochas da superfície terrestre, ocasionam sua degradação graças à ação de agentes atmosféricos e biológicos. É, pois, o fenômeno pelo qual a rocha se desagrega sob a ação de agentes físicos, químicos e biológicos, fornecendo material para o sedimento. Em resumo, o intemperismo causa a troca de um estado maciço por um estado clástico, com a conseqüente formação do sedimento. É importante observar que a desintegração física e a decomposição química não são processos isolados, ao contrário, ocorrem sempre conjuntamente, um complementando a ação do outro. A erosão refere-se à remoção de detritos que serão transportados do local e posteriormente depositados numa bacia sedimentar. É causada por quatro agentes principais: gravidade, ação glacial, água corrente e vento. A gravidade envolve tanto o lento e gradual rastejo de partículas sedimentares e fragmentos de rochas pelas encostas montanhosas, como as avalanches. A erosão glacial ocorre onde geleiras causam abrasão na superfície terrestre. A água corrente é um poderoso agente de erosão em várias situações geomorfológicas (geomorfologia é a ciência que se ocupa com o estudo das formas do relevo e paisa- 116 gem). A ação erosiva do vento é muito pequena, mas quando o vento carrega partículas, como acontece em regiões desérticas, torna-se um poderoso agente erosivo. Os produtos de intemperismo removido pela erosão são constituídos de solutos e resíduos sólidos. Os solutos são a fração solúvel em água e por este meio são carregados. Os resíduos insolúveis tem dimensões que vão desde matacões (∅250 mm) a partículas coloidais (< 0,002 mm). Serão transportados e segregados pelos diferentes meios de transporte de acordo com a competência ou seletividade desses meios. A competência se refere ao tamanho de partículas que um determinado meio de transporte consegue transportar, isto é, um meio de transporte qualquer pode ser capaz de transportar apenas partículas muito pequenas, outro já pode ser competente para transportar desde partículas muito grandes até muito pequenas. A seletividade indica a maneira com que é feito o transporte. Por exemplo, um meio de transporte competente para transportar partículas grandes e pequenas pode fazei-lo de maneira seletiva, transportando ou só as pequenas ou só as grandes. A gravidade e o gelo são meios de transporte muito competentes, podem transportar desde partículas da fração argila (< 0,002 mm) até seixos e matacões de vários metros de diâmetro. Sua seletividade é pequena e os depósitos por eles formados tem partículas de composição e tamanho bastante variados. A competência da água corrente é bem menor em relação aos dos anteriores, porém transporta desde partículas em suspensão ou solução até partículas de alguns centímetros de diâmetro. A seletividade é bastante elevada. Os depósitos formados teriam granulometria variável de pequenos seixos até partículas coloidais, mas de grande uniformidade de tamanho. O vento é o mais seletivo e menos competente meio de transporte e sua ação marcante sempre está associada a climas mais áridos. Tanto a água corrente como o vento levam as partículas maiores a um crescente arredondamento durante o transporte (figura 74). 117 Grau crescente de arredondamento Figura 74. Grau crescente de arredondamento durante o transporte . Com o aumento da esfericidade há também, em ambos os casos, um polimento maior das superfícies. O material intemperizado, transportado ou não por qualquer dos meios mencionados é depositado em algum local, que recebe o nome genérico de bacia de sedimentação, das quais o oceano é a principal, recebendo cerca de 90% do mate- rial. Estes depósitos são marcados pelos meios de transporte e apresentam características próprias de cada um, objetos de estudo da geomorfologia. A diagênese ou litificação refere-se às mudanças que ocorrem no material após este ter sido depositado. Normalmente a diagênese implica numa maior organização dos materiais levando-os a uma maior estabilidade no novo meio. Os depósitos sedimentares recentes são constituídos de minerais e fragmentos de rochas que, sob ação continua de agentes geológicos, tendem a sofrer consolidação, transformando-se em rochas sedimentares, como por exemplo, a consolidação de areias formando arenitos, de argilas formando folhelhos. O endurecimento e a aglutinação desses minerais e fragmentos podem ser devidos a vários fatores, tendo maior destaque a ação de agentes cimentantes, depositados durante ou posteriormente a formação do sedimento. Estes agentes adquirem particular importância nos sedimentos detríticos, sendo freqüentemente de natureza diversa do material intemperizado. Nos sedimentos resultantes de precipitação química ou orgânica o cimento é geralmente de mesma natureza dos minerais formados, como por exemplo, nos calcários, onde os minerais (calcita, dolomita, etc.) são cimentados pelo próprio carbonato. Algumas características das rochas sedimentares, como dureza, cor, são conseqüências do cimento presente, que pode ser de diversos tipos. Os mais freqüentes são: 118 a) Sílica - confere cor branca e alta dureza à rocha; geralmente é colorido por óxidos de ferro. b) Carbonato - calcítico ou dolomítico, de cor branca e facilmente reconhecido pela reação com ácidos, provocando efervescência. c) Óxidos de ferro - freqüentemente atuam como cimento, conferindo cor vermelha ou amarela à rocha, conforme seu grau de hidratação. d) Matéria orgânica - de cor escura (cinza a preto), é facilmente destruída por água oxigenada. Além destes mais comuns, outros também são freqüentes, como cimento cloritoso, micaceo, piritoso, feldspático, etc. É importante observar que a diagênese é um processo superficial de endurecimento de sedimentos, realizado em condições normais de temperatura e pressão. O levantamento, que pode ou não fazer parte do ciclo, é a exposição à superfície do material litificado ficando assim novamente sujeito ao intemperismo, erosão, transporte, fechando assim o ciclo sedimentar. O levantamento é suprimido caso a rocha sedimentar esteja se formando diretamente sobre a superfície. Deve-se lembrar que o ciclo sedimentar é um processo ativo e contínuo, estando suas diferentes fases interligadas e podendo estar ocorrendo concomitantemente. 119 Figura 75 – Ciclo da Rochas ou Ciclo Petrogénico (extraído de http://www.rc.unesp.br ) 7.3. Composição Sendo as rochas sedimentares são derivadas de um material preexistente, poderíamos esperar que sua composição fosse extremamente variável e complexa. Isso de fato ocorre quando o sedimento é depositado próximo a área de origem, mas quando o intemperismo e a erosão são prolongados. A diferenciação sedimentar vai concentrar materiais semelhante em tamanho, forma e composição em depósitos distintos. 120 Figura 76. Seleção de material durante o transporte. A maioria das rochas sedimentares é composta de materiais que são abundantes em outras rochas ou seus respectivos produtor de intemperismo, e que são estáveis sob condições de pressão de temperatura da superfície. A grande parte das rochas sedimentares é na sua maior parte composta de apenas quatro constituintes: quartzo, calcita, argila e fragmentos de rochas. Quartzo (SiO2) - o quartzo é o mineral clástico mais abundante em rochas sedimentares. A razão para isso é a grande abundância do quartzo na maioria das rochas e sua elevada dureza, resistência ao intemperismo e estabilidade química nos mais diversos ambientes. Os processos do ciclo sedimentar tendem a desintegrar, e decompor, os minerais menos estáveis concentrando o quartzo nos depósitos de areia. A sílica amorfa em solução ou do tamanho coloidal também é um produto de intemperismo de várias rochas magmáticas e pode se precipitar em depósitos de granulação mais grosseira. Calcita (CaCO3) - a calcita é constituinte principal das rochas calcárias e é o agente cimentante mais freqüente de depósitos arenosos ou argilosos. O cálcio é 121 originado a partir do intemperismo de rochas magmáticas que contém minerais como os plagioclásios cálcicos. O carbonato é derivado da água e do ar atmosférico. O cálcio é precipitado diretamente na forma de CaCO3 (calcita) ou extraído da água do mar por organismos e concentrado em conchas. Quando esses organismos morrem, as conchas e seus fragmentos acumulam-se como material clástico, formando assim a maioria das rochas calcárias. Argilas - os minerais de argila se originam do intemperismo dos silicatos, principalmente dos feldspatos. A granulometria desses minerais é muito pequena e eles se concentram em argilitos e folhelhos. A abundância dos feldspatos na crosta terrestre, associado ao fato de que eles se decompõe com facilidade sob condições atmosféricas, explicam a ocorrência generalizada desses minerais nos sedimentos. Fragmentos de Rocha - fragmentos de rocha, nos quais os constituintes minerais não estão decompostos ou desagregados são de ocorrência comum nas rochas clásticas de granulação mais grosseira. Os fragmentos de rocha também podem ser parte predominante de rochas arenosas. OUTROS MINERAIS Depósitos de quartzo, calcita e argila isolados ou em várias combinações representam o maior volume das rochas sedimentares, outros minerais no entanto, muitas vezes aparecem em quantidade suficiente para formar extratos isolados. A dolomita, CaMg(CO3)2 pode substituir a calcita nos calcários. O feldspato e a mica podem aparecer em grande quantidade em rochas arenosas se o intemperismo químico for pouco intenso. A halita e o gipso precipitou-se por evaporação de águas marinhas e podem acumular grossas camadas em certos ambientes. Os óxidos de ferro podem se precipitar de soluções formando depósitos ou cimentando materiais elásticos mais grosseiros. A matéria orgânica geralmente de pequena ocorrência em 122 rochas sedimentares, mas seu acúmulo, na forma de material vegetal, pode em alguns casos originar grandes depósitos. 7.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares Existem estruturas que são típicas das rochas sedimentares e são feições importantes na sua identificação. A mais importante é a estratificação, que é o desenvolvimento de camadas que ocorre nas rochas sedimentares produzido por mudanças físico-químicas durante o transporte e deposição do ciclo sedimentar que os origina. A espessura dessas camadas varia de alguns milímetros à vários metros, por ter desenvolvido horizontalmente ou inclinado e é um forte indicativo do tipo de ambiente de sedimentação e da direção do transporte. A textura das rochas sedimentares relaciona-se de maneira muito estreita com a distância e o tipo de transporte das partículas e com o ambiente de deposição. Temos basicamente dois grandes grupos de sedimentos: os detríticos (fragmentos) e os químicos (compostos químicos solúveis), que originam dois tipos básicos de textura: textura clástica constituída de fragmentos e detritos de rochas e a textura cristalina composta de cristais que cresceram a partir de soluções . A textura clástica origina as rochas sedimentares clásticas (fragmentárias ou detríticas) enquanto que a textura cristalina origina rochas sedimentares químicas e orgânicas. Textura clástica - o critério básico para classificar texturas clásticas é o tamanho das partículas. As duas escalas mais seguidas estão representadas na Tabela 13. As classes de tamanho podem posteriormente ser subdivididas de acordo com arredondamento e esfericidade (Figura 74) e tipo de cimentação. As partículas transportadas menos arredondadas do que as transportadas por água corrente ou vento. O grau de seleção do material é também um critério importante. Materiais bem selecionados tem pouca variação granulométrica e homogeneidade mineralógica. 123 Tabela 13. Escalas de tamanho de partículas. WENTWORTH ATTERBERG DIÂMETRO (mm) DIÂMETRO (mm) Argila < 1/256 < 0,002 Silte 1/256 - 1/16 0,002 - 0,02 Areia fina 1/16 - 1/14 0,02 - 0,2 Areia Grossa 1/14 - 2 0,2 – 2 Cascalho fino 2 - 64 2 – 20 Cascalho grosso 64 - 256 20 - 200 Matacão > 256 > 200 TEXTURA CRISTALINA Os minerais precipitados a partir de águas marinhas ou lagos desenvolvem uma textura semelhante a uma rede emaranhada de cristais. Essa textura é semelhante a de algumas rochas magmáticas, mas geralmente é composto por um único mineral dominante. Os cristais individuais tem aproximadamente o mesmo tamanho e formam um denso empacotamento. 7.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem Em regiões tropicais, o melhor ambiente de deposição de sedimentos é o fluvial. Os ambientes desértico, lacustre e glacial também são ou foram importantes em nossas condições. 7.5.1. Ambientes Deposicionais 124 I. Ambiente Fluvial Em áreas continentais, os rios são os principais meios de transporte de sedimentos formados pelo intemperismo. Os materiais sólidos transportados pelos rios podem ser divididos em 2 grupos: carga do fundo, que é o material que se move ao longo do leito por processos de saltação e rolamentos, e a carga de suspensão. Além disso, os rios carregam grande quantidade de materiais inorgânicos e orgânicos dissolvidos. Na Figura 77 vemos os principais depósitos formados pela ação fluvial. Figura 77. Depósitos formados pela ação fluvial. Os depósitos de canal constituem o maior volume depositado pelos rios. Os depósitos marginais são originados nas margens dos canais durante as enchentes e compreendem os depósitos de diques marginais ou diques naturais e de rompimento de diques. Os depósitos de planície de inundação são constituídos essencialmente por sedimentos finos depositados durante grandes enchentes, quando as águas ultrapassam os diques naturais e inundam as planícies. Muitas vezes esses depósitos são responsáveis pela alta fertilidade de algumas várzeas. 125 O depósito residual de canal, formado por seixos grandes que o rio teve pouca competência para carregar, constitui forte evidência do tipo de transporte sofrido pelos sedimentos. Os depósitos formados por ação fluvial geralmente são bem relacionados e tem boa estratificação. II. Ambiente Desértico Deserto é uma área onde a taxa de evaporação potencial excede a taxa de precipitação pluviométrica e o vento é o agente geológico mais importante nos processos de erosão e sedimentação. Nos ambientes desérticos predominam o intemperismo físico das rochas envolvendo processos de fraturamento e exfoliação. O arenito da Formação Botucatu na Bacia do Paraná foi originada de um ambiente com depósitos grosseiros de areia ou arenitos com estratificação cruzada bem desenvolvida e fortes ângulos de mergulho apresentando localmente camadas horizontais. Isso há 135 milhões de anos aproximadamente. III. Ambiente Lacustre Refere-se à deposição em lagos, que são corpos de água parada, em geral água doce. Seus sedimentos tem normalmente um aumento de granulometria rumo ao topo, sendo os sedimentos mais profundos argilosos. São também característicos do ambiente a estratificação perfeitamente paralela e de espessura muito pequena. IV. Ambiente Glacial Estão praticamente limitados aos pólos norte e sul e às altas montanhas. As geleiras são os agentes principais nos processos geológicos que atuam nesse ambi- 126 ente. Os depósitos não estratificados ou tilitos, originados pela atividade das geleiras, possuem materiais de granulometria bastante variável, contendo siltes, argilas, seixos e matacões de diversos materiais encontrados no caminho percorrido pela geleira. No Brasil, o Grupo Tubarão contém fortes evidências de períodos glaciais. 7.5.2. Formação da Paisagem A ciência que se ocupa da formação de paisagens é a geomorfologia. A formação da paisagem está fortemente relacionada com o material geológico superficial e com os agentes erosivos e transporte que atuam em determinada região. Portanto, feições de paisagem onde predomina uma intensa atividade glacial, será totalmente diferente daquela devido à ação fluvial. Os mesmos agentes formarão paisagens diferentes dependendo das rochas ou material geológico encontrado. As formas e formação da paisagem tem por isso estreita ligação com a geologia e com os processos dinâmicos que atuam num local, consequentemente tem excelente correlação com o tipo de solo formado nas diferentes feições ou posições da paisagem. A paisagem é o retrato ou reflexo de todas as características e processos dinâmicos que atuam durante o tempo numa área e deve sempre ser estudada ou analisada quando interferências ou observações da geologia de superfície ou referentes aos solos (pedológicas) forem feitos. Na Figura 78 vemos a evolução da paisagem considerando agentes e materiais geológicos distintos. 127 A = Paisagem formada em região de atividade vulcânica. B = Formação da paisagem devido à ação glacial. C = Ação fluvial na formação da paisagem. Figura 78. Evolução da paisagem. 7.6. Classificação As rochas sedimentares clásticas resultam de processos completamente diferentes daquelas formadas por precipitação química ou sedimentação de compostos orgânicos. Por isso, as rochas sedimentares são divididas em 2 grupos: rochas clásticas e de origem químico-orgânica. A subdivisão de cada um dos grupos é feita com base na textura, composição ou outra característica relevante. Cerca de 90% das rochas sedimentares podem ser classificadas como variedade de argilito, siltito ou arenito. 128 As rochas clásticas são classificadas de acordo com o tamanho das partículas com posterior subdivisão por composição. As rochas de origem química são primeiramente subdivididas de acordo com sua composição. As subdivisões seguintes baseiam-se em feições específicas. Tabela 14. Classificação das rochas clásticas, químicas e orgânicas. Residuais CLÁSTICAS Epiclásticas Piroclásticas QUÍMICAS ORGÂNICAS Psefitos Psamitos Pelitos Brecha Vulcânica Tufo Vulcânico Evaporitos De Atividade Bioquímica Caustobiólitos Acaustobiólitos Carbonatadas Silicosas Fosfatadas 7.6.1. Rochas Clásticas As rochas clásticas são compostas principalmente de fragmentos ou detritos de outros materiais rochosos. Tais depósitos são denominados de cascalhos, areias ou argilas, quando não estão consolidados e conglomerados, arenitos ou argilitos quando consolidados e endurecidos. A maior parte do material é selecionado, estratificado e mostra sinais de abrasão. A classificação das rochas clásticas é baseada na textura e composição (Tabela 15). Tabela 15. Classificação das rochas clásticas ( Popp,1998). 129 Grupos Principais Granulometria (Wentworth) (mm) 256 SEDIMENTOS DE GRANULAÇÃO GROSSEIRA OU PSEFITOS SEDIMENTOS DE GRANULAÇÃO MÉDIA OU PSAMITOS 64-256 4-64 Nomes dos sedimentos ou rochas sedimentares Sedimentos não Rochas sedimentares consolidados correspondentes MATACÕES Blocos ou CASCALHO GROSSO CONGLOMERADOS Seixos ou E BRECHA CASCALHO FINO 2-4 GRÂNULOS 1/4-2 AREIA GROSSA ARENITOS GROSSEIROS 1/16-1/4 AREIA FINA ARENITOS FINOS 1/256-1/16 SILTE SILTITOS E FOLHELHOS 1/256 ARGILA ARGILITOS E FOLHELHOS SEDIMENTOS DE GRANULAÇÃO FINA OU PELITOS I. Conglomerado Outras características São geralmente formados por fragmentos de rocha ou matriz arenosa ou síltica. As variedades com partículas arredondadas são os CONGLOMERADOS. Quando as partículas são irregulares, tem-se a brecha. As areias são predominantemente formadas por quartzo. Por cimentação, formam os arenitos. Arenitos com 25% ou mais de feldspato denominam-se arcósios. Os siltes são formados por minerais finalmente moídos (pode de rocha) e a compactação forma os siltitos. As argilas são predominantemente composta por argilo minerais e são plásticas. Os argilitos são mais maciços e os folhelhos apresentam foliação 130 Os clastos são pouco arredondados, e a matriz granodecrescência (gradação no tamanho do grão diminuindo para o topo). CLASTO Fonte: POPP, 1998 Consistem de fragmentos de rochas grandes (> 2 mm), os chamados clastos. Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha, podendo indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os clastos sofrem arredondamento, em geral estão associados a uma matriz arenosa, e o depósito constitui um ortoconglomerado. Os fragmentos que formam o conglomerado são unidos por matriz arenosa, argilosa e agentes cimentantes (sílica, óxidos de ferro, carbonatos). Os seixos individuais são bem selecionados e arredondados. Os seixos do conglomerado podem ser de qualquer mineral ou rocha, sendo mais comum serem constituídos de materiais resistentes como o quartzo ou fragmentos de quartzito. Fragmentos de calcários ou granitos podem predominar em alguns casos. Águas correntes muito fortes, gelo ou a gravidade são os únicos agentes competentes para o transporte de seixos grandes. Os ambientes comuns de ocorrência de conglomerados são terraços aluvionares, canais de rios ou praias. 131 II. Brecha BRECHA ( 20 X ) FRAGMENTOS DE ROCHA FRAGMENTOS DE ROCHA Brechas são rochas clásticas de granulação grosseira nas quais os fragmentos são angulares e apresentam poucas evidências de abrasão. O material normalmente é pouco selecionado e apresenta matriz fina. As brechas mais comuns se originam da atividade glacial ou outros fenômenos de movimento de massas. III. Arcósio ARCÓSIO ( 20 X ) FELDSPATO QUARTZO 132 Fonte : http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ São rochas clásticas que contém no mínimo 25% de feldspatos. O quartzo é o outro constituinte principal. A rocha tem geralmente coloração rósea e lembra muito o granito. Normalmente tem granulação grosseira, pouco arredondamento e seleção moderada. IV. Arenitos ARENITO ( 20 X ) QUARTZO Fonte: POPP,1998. Sedimentos clásticos nos quais a maioria das partículas tem diâmetro entre 1/6 a 2 mm. Os grãos individuais são geralmente arredondados e mostram claramente os efeitos da abrasão. O quartzo normalmente é o mineral dominante, mas, feldspatos, granadas, micas e outros minerais podem estar presentes em quantidades variáveis. Arenitos pouco selecionados e com grande quantidade de argila associada (mais que 20%) são chamados de grauvacas. Os agentes cimentantes comuns são carbonatos, sílica e óxidos de ferro. Os arenitos normalmente são estratificados e de coloração variável dependendo do cimentante. A sua distribuição é generalizada, sendo encontrados nos mais diversos ambientes. 133 V. Siltitos FOTO – AFLORAMENTO DE FILITO, EXIBINDO LAMINAÇÃO PLANO-PARALELA. Fonte : http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ Os siltitos são rochas clásticas de granulação fina com mais da metade de suas partículas com diâmetro entre 1/16 a 1/256 mm. A estratificação é bem evidente e sua composição mineralógica comum é o quartzo associado em menor quantidade com micas e minerais de argila. Aparecem nos deltas ou planícies de inundação dos rios. Dificilmente formam depósitos espessos, ocorrendo normalmente estratos intercalando argilitos ou arenitos. VI. Argilitos 134 Rochas clásticas de granulação fina cujas partículas são menores que 1/256 mm. Apresentam estratificação muito fina recebendo a denominação de folhelho. Os minerais de argila, micas e algumas vezes o quartzo constituem a maioria das rochas. A calcita pode estar presente atuando como cimentante. VII. Pelitos FOTO – AMOSTRA DE ARGILITO, ASPECTO UNTUOSO Como pelitos sãoE COLORAÇÃO englobados CLARA. todos os sedimentos eu inferiores a 0,062 mm Fonte: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ de diâmetro (escala de Wentworth). Quando os pelitos possuem muita mica, esta se dispõe segundo laminas plano paralelas entre os grãos finos, o que confere à rocha grande fissilidade, ou seja, a propriedade de esfoliar-se segundo planos paralelos. Neste caso, o sedimento é denominado folhelho. Os pelitos encontram-se comumente em ambientes subaquáticos de águas calmas tais como lagos, zonas abissais marinhas, pântanos etc. FOTO EXTRAÍDA DE POPP (1998). 7.6.2. ROCHAS SEDIMENTARES QUIMICAS E ORGÂNICAS 135 As rochas sedimentares químicas são formadas a partir de minerais precipitados, como a calcita e dolomita , a sílica , a halita e silvita , já as rochas sedimentares orgânicas são originadas pela precipitação e/ou acúmulo de materiais orgânicos animais ou vegetais, como esqueletos (diatomito), conchas, carapaças (recifes de corais), restos vegetais (carvão). 7.6.2.1. ROCHAS SEDIMENTARES QUIMICAS I. Calcários Fonte: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 136 São rochas sedimentares que contém mais de 50% de carbonato de cálcio. Podem aparecer algumas impurezas tais como argilas, quartzo, óxidos de ferro e fragmentos de rocha. A calcita e o CaCO3 podem ter origem de precipitação química, orgânica ou ser formados por detritos. São classificados com base em sua textura ou outras propriedades relevante. Todos os calcários são semelhantes em composição e apresentam efervescência em HCl a frio. A calcita pode aparecer associadas à dolomita CaMg(CO3)2. II. Laterita A laterita é formada pelo acúmulo secundário de óxidos de ferro como a hematita e a goetita. Apresenta coloração vermelha ou bruna intensa, dureza elevada e alta densidade. Forma-se normalmente na região de oscilação do lençol freático próximo à superfície. A fase pouco endurecida da laterita é chamada de plintita, que ora secando, ora umedecendo, sofre endurecimento irreversível e transforma-se em laterita. III. Evaporitos São depósitos de cloreto de sódio, potássio, sulfatos, carbonatos, boratos e outros sais comumente relacionados com a evaporação exagerada do solvente. Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc. É exemplo o sal em Cotiguiba, Sergipe e Nova Olinda, Amazonas. 137 7.6.2.2. ROCHAS SEDIMENTARES ORGÂNICAS De acordo com POPP (1998), são sedimentos formados pela acumulação bioquímica de carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e transformação da própria matéria orgânica. O acúmulo de carbonato ou sedimentos acaustobiolitos, ou seja, não-combustíveis, merecem destaque os calcários formados pela acumulação de conchas, corais etc. ou originados pela intervenção de certas algas, assim como sedimentos formados pela acumulação de estruturas silicosas de foraminíferos e diatomáceas (diatomitos). A sílica e outras substâncias são denominados caustobiolitos, ou seja, biolitos combustíveis, e se formam pela acumulação de maior ou menor quantidade de matéria orgânica juntamente com uma certa porção dos sedimentos argilosos ou calcários. O tipo de material acumulado é predominantemente formado por restos orgânicos com um dado teor de carbono . Esses sedimentos (acumulo de restos vegetais, por exemplo ) se formam em um ambiente redutor (anaeróbico) com maior ou menor teor de argila. O sedimento assim formado chama-se turfa. Com a evolução diagenética (incrementação de carbono), a turfa passa a outras formas cada vez mais ricas em carbono chamadas linhito, hulha e antracito. Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente constituída por seres aquáticos como algas, plâncton, e a deposição ocorre em lagunas costeiras ou mares rasos semifechados como o Mar Negro, por exemplo, os sedimentos que se formam são denomina sapropélicos, e de sua diagênese e evolução se formam os folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos e o petróleo. I. Fosforitos São rochas de origem orgânica resultante do acúmulo de detritos de peixes, répteis e mamíferos. Também são conhecidos por fosfatos de rocha. Sua constitui- 138 ção principal é fosfato e carbonato de cálcio. O aspecto e textura dessas rochas é muito variável. 139 CAPÍTULO 8. ROCHAS METAMÓRFICAS 8.1. Introdução As rochas sedimentares são formadas, de modo geral, pela desintegração e/ou decomposição de rochas pré-existentes, com posterior transporte dos detritos ou fragmentos, culminando o processo com a deposição ou sedimentação dos produtos da erosão, perto ou longe da área fonte que forneceu o material. Desse modo, as condições de pressão e temperatura em que se formam as rochas sedimentares conseqüentemente aproximam-se ou são idênticas às da superfície terrestre. Por outro lado, as rochas ígneas derivam-se da solidificação de um magma e se cristalizam a temperaturas no geral desde 1100º C até 600º C, sob condições de pressão variando desde atmosféricas (caso das lavas) até alguns milhares de bárias (condições de profundidades de até 20 km; caso das rochas plutônicas). As rochas sedimentares bem como as magmáticas, quando soterradas a profundidades de 3 a 20 km em determinados ambientes geológicos onde atuam altas pressões (dos tipos hidrostáticos e cisalhantes) e temperaturas (que oscilam desde 100 até 600º C), tornam-se instáveis, transformando-se e constituindo assim uma rocha metamórfica. Tais transformações são mineralógicas e/ou texturais, de modo que a rocha passa a ter uma nova composição mineralógica e novas texturas e estruturas. 140 Figura 79. Metamorfismo regional em área da crosta instável, sujeita a fortes compressões. A intensidade do metamorfismo decresce nas rochas no sentido de (C) para (A); ( Extraído de Popp, 1998). A classificação das rochas metamórficas não obedece a critérios determinados como nos casos anteriores, dada a sua grande variabilidade. Os mais diversos tipos de rochas são passíveis de se metamorfizarem, de modo que não existem parâmetros distintivos de aplicação ampla. As rochas metamórficas são aquelas que sofreram fundamentais modificações devido à ação do calor, pressão e ação química de fluídos e gases. Essas novas rochas, consequentemente, chamadas de metamórficas formaram-se a partir do fenômeno metamorfismo, ou seja, transformação. As fontes de calor durante os processos metamórficos são corpos magmáticos em resfriamento, desintegração radioativa de elementos e devido ao gradiente geotérmico. Os fluídos e gases podem vir da porção volátil do magma ou da atmosfera e hidrosfera superficiais. 141 Os principais efeitos do metamorfismo são: i) recombinação química e crescimento de novos minerais com ou sem a adição de elementos de fluídos ou gases percolantes; ii) deformação e rotação dos grãos minerais constituintes; iii) recristalizações de minerais em grãos maiores. O resultado final é uma rocha de maior cristalinidade e dureza, adquirindo novas feições estruturais como dobras ou outras expressões de deformação (Tabela 16). Tabela 16. Exemplos de rochas metamórficas de acordo com as classes químicas. MATERIAL DE ORIGEM CLASSES QUÍMICAS Granitos, Arenitos, quartzitos etc. Rochas Quartzo-feldspáticas Argilitos, Folhelhos Rochas Aluminosas Calcários e Dolomitos Rochas Carbonatadas Rochas de Magma Gábrico, Dioritos Rochas Básicas Peridotitos e Serpentinitos Rochas Magnesianas Sedimentos Ferruginosos Rochas Ferruginosas Cada uma destas classes químicas mencionadas anteriormente possui exemplos característicos como: CLASSES QUÍMICAS EXEMPLOS Rochas Quartzo-feldspáticas Gnaisses e Quartzito Rochas Aluminosas Ardósia, Filito e Micaxisto Rochas Carbonatadas Mármore e Escarmito Rochas Básicas Anfibolitos e Metabasitos Rochas Magnesianas Talcoxisto e Talcito Rochas Ferruginosas Itabiritos 8.2. Tipos de Metamorfismo 8.2.1. Metamorfismo de Contato 142 Desenvolve-se ao redor de corpos ígneos intrusivos (como batólitos), que cedem parte de sua energia térmica às rochas vizinhas encaixantes (Figura 80). Em conseqüência, as rochas assim metamorfisadas apresentam-se em auréolas envolvendo o corpo ígneo. Essas auréolas possuem no máximo algumas centenas de metros de espessura. O fator dominante na sua formação é a temperatura e as soluções gasosas que emanam do corpo ígneo, enquanto a pressão tem um papel secundário. CALOR CALOR CALOR Figura 80. Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas sofrem diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e baixo em (A). 143 Figura 81. Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas sofrem diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e baixo em (A); (Extraído de Popp, 1998). 8.2.2. Metamorfismo Regional Desenvolve-se em regiões que sofrem tecnonismo intensivo, isto é, compressões e dobramentos de extensas áreas da crosta com atuação de pressões orientadas e temperaturas muito elevadas (Figura 82). Em geral, as rochas que sofreram este tipo de metamorfismo ocorrem em áreas onde existem ou existiram grandes cadeias montanhosas, fazendo parte dos chamados escudos cristalinos. PRESSÃO PRESSÃO Figura 82. Metamorfismo regional em área da costa instável, sujeita a fortes compressões. 144 8.3. Foliação Foliação - habilidade da rocha de se separar ao longo de superfícies aproxi- madamente paralelas, devido à distribuição paralela das camadas ou linhas de um ou vários minerais na rocha. Pode ser expressa por: fratura paralela de pequena espessura (ardósias), arranjamento paralelo de minerais alongados (xistosidade) ou por camadas alternadas de composição mineralógica distinta (gnaisse). A foliação desenvolve-se durante o metamorfismo por stress orientado e, como característica fundamental das rochas metamórficas, serve como critério de classificação. Rochas metamórficas que não apresentam foliação são, aparentemente, disprovidas de estrutura e constituídas de apenas um mineral. 8.4. Classificação das Rochas Metamórficas A identificação das rochas metamórficas é muito complexa e é difícil formular um sistema de classificação satisfatório na sua composição mineralógica ou modo de origem. O modo mais conveniente de classificar as rochas metamórficas é agrupá-las de acordo com suas feições estruturais com posterior subdivisão , de acordo com sua composição .Dessa forma , dividem-se as rochas naquelas que apresentam foliação e naquelas que não apresentam foliação .As que apresentam foliação são posteriormente agrupadas de acordo com o tipo de foliação. Os tipos mais importantes são os da relação que segue na Tabela 17. Tabela 17. Classificação das rochas metamórficas. COM FOLIAÇÃO 145 COMPOSIÇÃO NOME GRANULAÇÃO MUITO FINA PIROXÊNIO ANFIBÓLIO FILITO FELDSPATO GRANULAÇÃO GROSSA QUARTZO GRANULAÇÃO GROSSA MICA GRANULAÇÃO FINA ARDÓSIA CLORITA sem camadas camadas ORIENTAÇÃO TEXTURA XISTO GNAISSE SEM FOLIAÇÃO TEXTURA COMPOSIÇÃO NOME GRANULAÇÃO FRAGMENTOS DE ROCHA DE- METACONGLOME- GROSSA FORMADOS RADO GRANULAÇÃO QUARTZO QUARTZITO CALCITA E/OU DOLOMITA MÁRMORE FINA A GROSSA 8.4.1. Ardósias São rochas de granulação muito fina de minerais praticamente imperceptíveis a olho nu e apresentam foliação na forma de fraturas paralelas de pequena 146 espessura e excelente xistosidade. As ardósias são densas, de coloração escura, cinza, vermelha, verde ou preta rochas de baixo grau metamórfico, (incipiente), derivadas de rochas do tipo argilito/siltito. 8.4.2. Filitos São rochas xistosas, de granulação fina, apresentam um brilho sedoso típico devido à presença de pequenos cristais de serecita. As cores são variadas, sendo comuns os tons castanha claro, esverdeado, cinza, esbranquiçado, etc. São rochas com boa xistosidade e os planos de xistosidade metamórfico (fraco) originados de argilito/siltito. 147 8.4.3. Xistos São rochas de xistosidade bastante acentuada onde os cristais constituintes são bem visíveis e apresentam-se em folhas ou placas delgadas. A composição predominante é de biotita, moscovita, clorita, quartzo, etc. (Figura 83). Figura 83. Estrutura metamórfica do tipo xistosa vista ao microscópio (Popp, 1988). 148 8.4.4. Gnaisses Figura 84. Camadas mineralogicamente distintas do gnaisse (Popp, 1988). Os gnaisses apresentam granulação mais grosseira e foliação resultando em camadas de constituição mineralógica distinta (minerais agrupam formando bandas ou faixas alternadas em tons claros e escuros).(Figura 84) Essa rocha origina-se do metamorfismo intenso de rochas da família dos granitos - riólitos ou a partir de rochas sedimentares arenosas ou metamórficas de pequena intensidade. São rochas constituídas por micas, anfibólios, quartzo e feldspato. FOTO - GNAISSE FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 149 8.4.5. METACONGLOMERADOS FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ O metaconglomerado é um conglomerado que foi alterado pelo calor e pressão de uma forma que os seixos estão deformados, quebrados e fundidos uns aos outros. Os seixos podem apresentar uma certa orientação dentro da rocha. São rochas normalmente muito endurecidas. A matriz areno-siltosa também apresenta deformações estruturais. 8.4.6. Quartzito Os quartzitos puros são originados de arenitos quartzíferos, os menos puros normalmente apresentam micas associadas, compostas por mais de 80% de quartzo. Possuem em geral coloração clara, dureza muito elevada e aspecto maciço. Não apresentam foliação. FOTO - QUARTZITO FOTOMOCROGRAFIA – RICO EM ANHEDRAIS DE QUARTZO; AUMENTADO 40 X FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 150 8.4.7. Mármore 8.4.7. Mármore Fonte: http://WWW.dct.uminho.pt/rpmic/mt4_maohtml Rocha metamórfica sem foliação, o mármore é constituído principalmente de calcita e dolomita. As cores variam do branco, róseo ao cinza, marrom e preto. Apresentam dureza baixa, alta compacidade e efervescência com ácido clorídrico a frio. 8.4.8. Anfibolitos Rochas compostas de anfibólios e feldspatos (plagioclásios). Apresentam orientação de minerais e provêm de rochas ígneas básicas. I FOTO – ANFIBOLITO LISTRADO FOTOMICROGRAFIA – CRISTAIS DE HORBLENDA ( NO CENTRO ) EM ANFIBOLITO, CERCADO POR CRISTAIS ESVERDIADOS DE CLORITA; AUMENTO 20 X. FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 151 8.4.9. Tabiritos São um tipo especial de quartzito, proveniente de uma rocha sedimentar química, que se caracteriza por uma alternância de bandas de quartzo e bandas de hematita (geralmente especularita). FOTO – ITABIRITO RICO EM QUARTZO ( PARTE CLARA ) INTERCALADO COM HEMATITA. FOTOMICROGRAFIA – ITABITRITO COM BANDAS DE QUARTZO ( PARTE ESCURA) E DE MINERAIS CLAROS ( HEMATITA / MARTITA); AUMENTO 25 X. FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 152 8.4.10. Esteatitos (pedra-sabão) Rochas compostas essencialmente por talco e clorita com xistosidade pouco pronunciada, originadas do metamorfismo de rochas ígneas ultrabásicas. Fonte: http://WWW.dct.uminho.pt/rpmic/mt4_maohtml Tabela 18. Identificação das rochas metamórficas MINERAIS PRESENTES CARACTERES FOLIAÇÃO Quartzo Feldspatos Homogêneas; bandeamento irregular; apresenta Biotita porfiroblastos Migmativos Presente Hornblenda Quartzo Feldspatos Biotita Hornblenda Heterogêneas, as faixas escuras (máficas) alternam muito bem com as faixas claras (félsicas) NOMENCLATURA (ou gnaisses granitizados) (a) Embrechitos Migmatitos Presentes heterogêneos (b) Epibolitos Quartzo Feldspatos Fenoblastos (cristais ocelares de ortoclásio) Presente (c) Gnaisse Biotita Moscovita Sericita Quartzo Leucocrática, macro e micro-granular; xistosidade e divisibilidade boas Presente Xistos ou Micaxistos Biotita Clorita Biotita-Hornblenda Clorita Biotita-Xisto Meso ou melonocráticas; xistosidade boa Quartzo Biotita Cor cinza-escura, rósea; xistosidade boa; sedo- Presente Hornblenda-Xisto Clorita-Xisto 153 Sericita so ao tato Presente Filito Cores claras; xistosidade fraca ou ausente Ausente Quartzito Ausente Mármore Clorita Quartzo Quartzo (às vezes inclui cloritas ou sericitas) Calcita (dolomita) (maté- Cores claras, cinza, verde, rosa etc.; reação ria orgânica, óxido de com HCl a quente ou triturando a amostra (cris- ferro). talina) Calcita (matéria orgânica carbonosa) Quartzo e Mica Quartzo e Hematita Talco e Sílica Serecita Calcário Cor escura; xistoso Metamórfico Cor clara; xistosidade friável e flexível Itacolomito Cinza escura a preta metálica; minerais bem Itabirito orientados; boa xistosidade. Cores claras, branco, esverdeado rosado, untuoso ao tato Presente Talco-xisto Microclina, cinza a preta; boa xistosidade; forma placas ou lousas Presente Ardósia 154 CAPÍTULO 9. MINERALOGIA DE SOLOS 9.1. Introdução As rochas são o substrato do qual se originam praticamente todos os solos. É a partir da desagregação destas, que o clima, relevo, organismos e tempo (fatores de formação) exercem sua influência no processo de evolução dos solos. As características das rochas, principalmente a composição química e mineralógica, sua resistência mecânica e a sua textura vão influir sobre o teor de elementos químicos colocados em disponibilidade para as plantas, sobre as reservas minerais do solo, sobre a coloração que o solo pode apresentar, sobre a textura e também sobre a profundidade do perfil do solo. Como as rochas são formadas de minerais, é indispensável o conhecimento das propriedades dos minerais que entram na composição das principais rochas. Da análise desses minerais obtém-se muitas informações como a da capacidade potencial do solo de fornecer elementos nutrientes às plantas apesar disso, a simples presença do elemento na composição do mineral não será um indicativo da sua presença no solo. Isso dependerá, também, da maior ou menor facilidade com que esse elemento é liberado para o solo, o que é função da sua maior ou menor susceptibilidade à decomposição química provocada pelo intemperismo. Muitos minerais têm sua composição química definida. Outros têm uma série de compostos onde um elemento metálico pode ser total ou parcialmente substituído por outro. Assim, têm-se dois minerais muito similares quimicamente e em muitas de suas propriedades físicas, mas diferentes na cor e em outras propriedades físicas. Raramente, uma propriedade física ou química identifica um mineral, em geral necessita-se de muitas características como clivagem, fratura, cor, etc. 155 O SM RI PE M TE IN } } SOLO ROCHA } ROCHA TEMPO Figura 85. Formação do solo a partir de uma rocha. Com essas observações conclui-se que é de bastante relevância o conhecimento básico dos minerais dentro do estudo da origem e formação dos solos. Entretanto, o solo não é apenas função do seu material de origem. Sendo assim ,a análise da influência dos fatores de formação do solo não poderá ser feita de maneira isolada , mas de forma conjunta. COMPOSIÇÃO DO SOLO Os solos minerais contém 4 componentes principais: - substâncias minerais - matéria orgânica - água - ar Estes encontram-se geralmente em estado adiantado de subdivisão e muito bem misturados, sendo então difícil de serem separados. A Figura 86, já apresentada em outro tópico, representa a composição em volume de um solo. Neste capítulo, será abordado a porção inorgânica da fase sólida do solo. 156 AR 20-30 % MINERAIS 45 % ESPAÇOS DOS POROS ÁGUA 20-30 % SÓLIDOS DO SOLO MAT. ORG. 5% Figura 86. Composição volumétrica de um solo, quando apresenta boas condições para o crescimento vegetal. O aumento de água no solo são extremamente variáveis e suas proporções determinam em grau elevado sua adequabilidade para o crescimento vegetal. 9.2. Minerais do Solo A parcela inorgânica da fase sólida do solo é variável em tamanho e composição, sendo composta geralmente de pequenos fragmentos de rocha e de minerais de várias espécies. Os fragmentos de rocha são remanescentes de rochas maciças, da qual se formam por intemperismo, no regolito (manto de alteração) e por sua vez no solo apresentado geralmente granulação grosseira (Tabela 18). Os minerais, pelo contrário, são extremamente variáveis em tamanho. Alguns são tão grandes como os fragmentos menores de rochas; outros, como as partículas coloidais da argila, são tão pequenos que apenas podem ser vistos com o auxílio de um microscópio eletrônico. GRAVE BEM ! Minerais primários - são aqueles herdados de rochas metamórficas ou mag- máticas e que não sofreram alteração em sua estrutura e composição. Ex.: quartzo. Minerais secundários - são aqueles formados pela desintegração de minerais menos resistentes, à medida que se desenvolve a alteração da rocha (regolito) e 157 progrediu a formação do solo. Ex.: argilas silicatadas (filossilicatos) e os óxidos de ferro e alumínio. Geralmente os minerais primários dominam as frações maiores do solo, especialmente nas areias. Tabela 19. Quatro classes de tamanhos principais de partículas inorgânicas. Tamanho da Diâmetro das Nome Meios de Composição Fração Partículas (mm) comum Observação dominante Muito grosso > 2,0 Seixos e Olho nú Cascalho Fragmentos de rocha Grosso 0,02 a 2,0 Areia Olho nú Minerais primários Fino 0,002 a 0,02 Silte Microscópio Minerais primários e secundários Muito fino < 0,002 Argila Microscópio Minerais Eletrônico dários secunna sua maioria As partículas mais grossas de areia são com freqüência, fragmentos de rocha e minerais. Concreções e nódulos são de ocorrência comum nas frações grosseiras de solos tropicais. Há geralmente, predominância de quartzo nas granulações mais finas de areia, como também nas frações granulométricas de silte (Figura 87). Min prim erais ário silic ata s Outro minerais secundários 158 dos Minerais silicatados secundários Quartzo Areia Silte Argila Figura 87. Relações gerais entre o tamanho da partícula e os tipos de minerais presentes. Quartzo predomina sobre frações grosseiras. Silicatos primários, como feldspatos, hornblenda e micas, acham-se presentes nas areias, porém tendem a desaparecer à medida que se caminha para as frações mais finas. Silicatos secundários predominam na fração argila. Outros minerais secundários, como óxidos de ferro e de alumínio predominam nas frações silte fino e argila grossa. 9.2.1. Cascalho, Areia Os fatores formadores do solo determinam ações físicas, químicas e biológicas que transformam a rocha original. As primeiras, desintegram o material, dando origem às frações grosseiras do solo chamados cascalho e areia. Tais partículas possuem tamanho maior que 0,05 mm de diâmetro e mantém as características da rocha mãe. A areia grossa é constituída por fragmentos de rochas nos quais persistem uma boa parte dos minerais originais. A areia fina, por sofrer ação mais intensa do intemperismo, apresenta os constituintes separados ou individualizados da rocha mãe. Com o prosseguimento da ação do intemperismo físico e químico, surgem partículas cada vez menores como o silte e a argila (Figura 88). 159 AÇÃO DO INTEMPERISMO CASCALHO AREIA GROSSA AREIA FINA Mineral primário resistente ao intemperismo químico. Minerais primários pouco resistentes ao intemperismo químico. Figura 88. Ação do intemperismo físico e químico. 9.2.2. Silte Na mineralogia, a fração silte é a menos definida que a areia e a argila, pois constitui-se de produtos provenientes da desintegração física e da alteração química. Encontra-se então, no silte minerais primários médios a altamente resistentes ao intemperismo e uma quantidade significativa de minerais secundários, porém em menor proporção. Também encontramos freqüentemente produtos intermediários de alteração dos minerais primários originais. O fato de existir minerais primários, produtos intermediários e minerais secundários na fração silte, demonstra a instabilidade destas partículas no solo e seu caráter dinâmico no que tange à alteração dos minerais do solo. Façamos uma analogia entre a fração silte e as prateleiras de um supermercado. A fração silte seria o depósito do supermercado, de onde são retirados os produtos para serem expostos na prateleira, sendo desenfardados e individualizados. A retirada dos produtos nas prateleiras é responsabilidade do intemperismo, e a parte dos produtos do intemperismo serão formados os minerais da fração argila e serão liberados elementos nutrientes essenciais ao desenvolvimento da vida vegetal, assim como outros elementos que em níveis elevados na solução do solo, podem ser tóxicos às plantas como o Al e o Mn. 160 Mineralogicamente, areia e silte representam a reserva mineral de um solo se neles existirem minerais facilmente decomponíveis. O intemperismo, através de reações de hidrólise principalmente, será capaz de liberar elementos que poderão servir de nutrientes para as plantas, poderão se recombinar com outros componentes de meio, dando origem a minerais secundários na fração argila do solo, e também poderão ser perdidos por lixiviação. 9.2.3. Argila Na fração argila há um predomínio absoluto de minerais secundários enquanto que nas frações mais grosseiros encontramos minerais primários dominando. As partículas mais grossas da fração argila (2,0 a 0,2 µ) comumente apresentou alguns minerais primários. Alguns minerais contidos na fração argila poderão ser herdados diretamente da rocha, como é o caso de solos desenvolvidos de rochas sedimentares, havendo pequenas alterações apenas. As partículas de argila tem alta “atividade” nas propriedades químicas, físicas e também biológicas do solo. A areia e o silte possuem muito pouca atividade de superfície e pouco contribuem no balanço total das propriedades do solo. Havendo uma redução no tamanho das partículas, maior é a superfície específica provocando na expressão das propriedades. A argila é muito mais ativa que a areia e o silte, mais ativo que a areia. Nas próximas disciplinas oferecidas pelo Departamento de Solos (Solos, Fertilidade do Solo, Pedologia e Conservação do Solo) você terá a exata proporção e função específica de cada fração no solo. 161 9.3. Relembrando outros capítulos... Até agora você já aprendeu o que são minerais e sua classificação, o que é uma rocha e os critérios para caracterizá-las como Magmáticas, Metamórficas e Sedimentares e Intemperismo. Veremos agora como relacionar material de origem (rocha) com a composição mineralógicas das frações areia e silte, onde encontramos os minerais primários. 9.4. Minerais Primários do Solo Minerais primários são aqueles que originalmente formaram parte de uma rocha magmática ou metamórfica e não sofreram alteração química, o que não as excluídas rochas sedimentares. Sua proporção no solo varia de acordo com o conteúdo no material de origem, resistência ao intemperismo, intensidade de intemperismo do meio, ação de agentes biológicos e outros fatores que poderiam afetá-los. Os minerais primários constituem grande parte das frações grosseiras do solo (silte, areia e cascalho). Podemos afirmar então que a soma dos conteúdos de areia e silte em um solo determina, ainda que a grosso modo, seu conteúdo em minerais primários. Todavia uma pequena proporção destes minerais podem ser encontrada na fração argila grossa (partículas entre 2 a 0,2 µ um de diâmetro), especialmente em solos jovens pouco intemperizados. A nível mundial os principais minerais primários do solo são o quartzo (SiO2) e os feldspatos (x Al3SiO8), sendo x o cátion básico (Na, Ca, K, Ba). Esses mesmos minerais são os dominantes nas rochas que constituem a crosta terrestre. Outros minerais como anfibólios, piroxênios e olivina se encontram em proporção muito menor. Considerando que o intemperismo não cessa no solo com o passar do tempo os minerais mais susceptíveis a este irão se alterar enquanto que os mais resistentes tendem a se acumular no solo. A este acúmulo relativo é dado o nome de acumulação residual, e é através deste processo que minerais resistentes como o quart- 162 zo, óxidos de ferro, de alumínio e de titânio se acumulam no solo. Lembre-se que a resistência ao intemperismo também é função do tamanho das partículas. Assim o conteúdo destes minerais será maior nas frações grosseiras, que tem superfície específica muito menor. Os minerais podem ser agrupados de diversas maneiras, sendo uma delas aquela que o faz em dois grandes grupos: minerais silicatados, são aqueles em que o elemento silício está presente em 93% dos minerais que constituem as rochas da crosta terrestre e os não silicatados que não possuem o silício como seu constituinte. 9.4.1. Silicatos do Solo Nesossilicatos a) Grupo de olivina: (Mg, Fe)2SiO4 - mineral constituinte de rochas básicas e ultrabásicas. A elevada quantidade de cátions bivalentes (Mg, Fe) nas posições externas estimula o ataque químico deste mineral sendo altamente susceptível ao intemperismo. Dada esta elevada reatividade não é encontrada no solo. b) Granada : (Fe3+, Al3+, Cr3+) . (Ca2+, Mg2+, Fe2+, Mg2+) (SiO4)3 mineral tipica3+ mente metamórfico. É mais resistente ao intemperismo que a olivina. O Al 2+ octaédricos da granada reagem mais lentamente que os Mg 2+ e Fe e o Fe 3+ da olivina. As granadas mais ricas em Ca2+ são mais rapidamente intemperizadas do que as terramagnésicas e aluminomagnésicas. A granada é componente comum de rochas metamórficas e de sedimentos derivadas destas. É de ocorrência comum na fração areia de solos derivados destes materiais, porém em pequenas quantidades. c) Zircão ou Zirconita (ZrSiO4 ) - componente acessório comum de rochas magmáticas e metamórficas. É considerado o mais resistente dos minerais. Sua susceptibilidade ao ataque por soluções ácidas é mínima. a elevada valência do Zr (+4) cria um campo elétrico intenso que atrai fortemente os oxigênios. 163 O zircão é um dos minerais pesados mais comuns da fração areia de solos dada sua resistência elevadíssima ao intemperismo. Ciclossilicatos Turmalina: (Na, Ca) (Li, Al)3 (Fe, Mn, Al)6 (BO3)3 (Si6O18) Mineral característico de contato pneumatolítico, é acessório de pegmatitos e granitos. É encontrado também em rochas sedimentares com contribuição destas magmáticas. Contém elevada quantidade de boro, ao redor de 105 na forma B2O3 e esta é, provavelmente a única fonte de boro no solo, que é nutriente essencial para o desenvolvimento das plantas. É muito resistente ao intemperismo e está freqüentemente na fração areia de solos, porém em pequenas quantidades. Inossilicatos a) Piroxênio (Mg, Fe, Ca)2 Si2O6 - Minerais comuns em rochas magmáticas intermediárias e básicas. São altamente susceptíveis ao intemperismo e sua permanência no solo é precária, não sendo encontrada na fração areia. São muito ricos em Ca, Mg e Fe, sendo responsáveis por boa parte do suprimento destes elementos ao meio. b) Anfibólios (Si, Al)8 O22 X2Y5 (OH, F)2 onde Y = Mg, Fe, Al, Mn e X = Ca, Na, K Dentro do anfibólios, hornblenda é o mineral mais importante. Está associada à rochas magmáticas (basalto, granitos, tufos vulcânicos), e metamórficas (gnaisse e anfibólitos principalmente). Quimicamente anfibólios e piroxênios são similares, e igualmente susceptíveis ao intemperismo. Solos derivados de rochas ricas em piroxênios e anfibólios terão teores elevados de ferro, e um suprimento grande de Ca Filossilicatos 2+ 2+ e Mg . 164 Existem filossilicatos primários e secundários. Os primários originam-se sob as condições de formação das rochas magmáticas e metamórficas, como as micas, cloritas, talco. Os secundários são formados por intemperismo e posterior síntese, ou por transformação dos minerais primários ou secundários pré-existentes nas condições de alteração que existem na superfície da terra. a) Micas - são importantes minerais constituintes de rochas metamórficas, magmáticas e sedimentares. Cerca de 4% da crosta terrestre são formados por mica. Por intemperismo das micas são originados diversos minerais de argila (filossilicatos secundários), tais como vermiculita, illita e esmectitas, importantes nos solos agrícolas. Existem numerosas espécies de micas com diversas formas dioctaédricas e trioctaédricas, e com diferentes graus de substituição iônica. As principais micas são a biotita e a muscovita. a.i.) Muscovita - são as chamadas micas claras ou potássicas. Ocorrem em rochas magmáticas, especialmente em granitos e sienitos. São também constituintes da fração areia de sedimentos (solos). Pela seqüência de resistência ao intemperismo proposta por GOLDICH para os minerais primários a mica (muscovita) é mais resistente do que a biotita e feldspatos. Sua presença é facilmente notada dada sua cor clara e brilho intenso. Em solos altamente intemperizados não deve-se esperar a presença de muscovita. Sob o ponto de vista de nutrição de plantas, a muscovita libera principalmente potássio, e juntamente com os feldspatos potássicos, representa a reserva mineral deste nutriente no solo. a.i.i.) Biotita - mica escura ou ferromagnesiana. A biotita é a mica mais freqüente na litosfera. É componente principal ou acessório de numerosas rochas magmáticas e metamórficas. É facilmente alterável no solo, dando lugar a minerais hidratados intermediários até chegar por alteração a vermiculita ou esmectita. A biotita que porventura venha a ser identificada nas frações grosseiras do solo, estará sempre em alteração, sendo muito difícil encontrar biotita pura, o que não ocorre com a muscovita. 165 b) Cloritas (minerais 2:1:1) - Sendo minerais primários, são amplamente encontradas em rochas metamórficas, e ocasionalmente são encontradas nas rochas magmáticas, nas quais se originam por alteração hidrotermal de minerais ferromagnesianos como biotita, piroxênios, anfibólios, granada e olivina. Cloritas alumínicas persistem no solo e são comuns. Tectossilicatos a) Grupo da Sílica - todas as formas de sílica (cristalinas e não cristalinas) podem ser encontradas no solo. A forma mais comum é o quartzo e sua abundância depende da riqueza do material de origem, invariavelmente se encontra quartzo nas diferentes camadas dos solos. O quartzo se concentra nas frações grosseiras (areia e silte), chegando a concentrações de 50 a 90%, sendo também encontrado em pequena quantidade na fração argila grossa de muitos solos. b) Feldspatos - são os tectossilicatos mais abundantes e importantes da crosta terrestre, compondo 60% (em massa) nas rochas magmáticas, exceção feita às ultrabásicas. São também importantes constituintes de rochas metamórficas e sedimentares. Deste grupo participam os plagioclásios e os feldspatos potássico. Os feldspatos são importantes como minerais primários na composição do solo, principalmente minerais de argila durante os ciclos do intemperismo. Os feldspatos constituem também uma fonte potencial de nutrientes (K e Ca) para a plantas. Os feldspatos potássicos são encontrados em pequena quantidade nas frações grosseiras do solo (silte e areia). Como as micas potássicas, os feldspatos K não são encontrados na areia de solos altamente intemperizados como o são muitos de nossos solos tropicais. Os plagioclásios são mais rapidamente alterados que os feldspatos potássicos e dificilmente permanecem na fração areia e silte dos solos bem desenvolvidos. Entretanto sua presença é comum no caso de solos muito pouco intemperizados ou nas camadas de alteração inicial de rochas ricas em plagioclásios (ex. basalto). 166 Feldspatos potássicos: KAl2Si3O8 Plagioclásios: (Na, Ca) Al2Si2O8 9.4.2. Minerais não silicatados do solo Carbonatos De todos, os de cálcio e magnésio são muito freqüentes em solos, especialmente o de cálcio. Podem ser encontrados isolados ou combinados com sais solúveis. Apresentam elevada capacidade de dissolução, fazendo com que tenham rápida distribuição no solo. Em climas áridos e semi-áridos há uma tendência de acúmulo de carbonatos, podendo formar no solo camadas muito ricas em carbonatos, que poderá endurecer e formar um impedimento ao desenvolvimento radicular. Tal camada endurecida é chamada de horizonte petrocálcio. A calcita (CaCO3) é uma fonte de Ca2+ no solo e tem alta solubilidade, o que facilita a dissociação do Ca 2+ que é aproveitado pelas plantas. Assim, a dolomita (Ca, Mg) CO3, juntamente com a calcita (calcários), são aplicadas nos solos como fertilizantes (Ca 2+ 2+ e Mg ) e corretivo da acidez do solo. Sultatos Gesso ou Gipso CaSO4 2H2O - forma mais estável do sulfato de cálcio no solo. Tem solubilidade maior que a calcita e consequentemente é mais móvel. É pouco comum nos solos, sendo somente encontrados em solos de ambientes áridos e semi-áridos, onde poderá formar horizonte “gípsico” e petrogípsico, impedindo o desenvolvimento radicular. O gesso resultante da fabricação de fertilizantes fosfatados, também é utilizado como corretivo de solos. 167 Fosfatos Apatita - é o mineral mais importante dos fosfatos. A apatita Ca5 (PO4)3 (OH, F, Cl), forma um grupo muito freqüente em rochas magmáticas, sendo encontradas em rochas metamórficas e sedimentares. Nunca aparece como constituinte principal das rochas, exceção feita aos minérios fosfáticos. O mais comum destes minerais é fluorapatita Ca5 (PO4)3 F. A fonte natural inicial do fósforo é a apatita, principalmente em solos pouco intemperizados. A hidroxiapatita (Ca5 (PO4)3 OH é constituinte de osso e dentes animais (rochas sedimentares ricas em esqueletos animais). Óxidos São minerais formados a partir de produtos da alteração de minerais préexistentes. Entretanto, alguns óxidos de Fe e Ti formados originalmente da rocha mãe, permanecem em solos sem sofrerem grandes alterações químicas e estruturais, por serem muito resistentes ao intemperismo, e que por conseguinte se acumulam no solo em suas frações grosseiras (areia e silte). a) Óxidos de Titânio - a ilmenita (FeTiO3) ocorre em rochas magmáticas e em massas lenticulares em gnaisses e outras rochas metamórficas. É um dos constituintes da fração areia dos sedimentos (solos). Não é um minério de Fe, mas é utilizada na fabricação de aços especiais. É a principal fonte de Ti. Calcula-se que 90% dos compostos titoníferos das rochas magmáticas são formadas por ilmenita. É caracterizada pela sua coloração negra e brilho metálico. Infusível, torna-se magnética após aquecimento. Pode ser confundida com hematita e magnetita, distingue-se da primeira pelo traço e da segunda por não ter magnetismo. 168 O rutilo (TiO2) é trimorfo: rutilo (quadrático), anatasio ou anatase (quadrático) e bruquita (rômbico). O rutilo pode ser encontrado em rochas sedimentares, metamórficas ou magmáticas. É de brilho metálico ou adamantino, pardo, vermelho ou preto. Traço pardo pálido ou amarelo. Os óxidos de titânio são altamente resistentes ao intemperismo e são comumente identificados nas frações grosseiras do solo. As areias de solos derivados de diabásios e basalto sempre apresentam ilmenita. Óxidos de Ferro - a magnetita (Fe3O4) é o único óxido de ferro que não pode ser formado no solo, isto é, é herdado do material de origem. Rochas basálticas apresentam maiores proporções de magnetita, em relação a outras magmáticas. É muito resistente ao intemperismo e se acumula nas frações grosseiras (areia e silte). Solos derivados de basaltos e diabásios tem grande quantidade de magnetita em sua fração areia, sendo seu componente principal junto a ilmenita. A atração magnética deste mineral é utilizada como critério de campo para identificação preliminar de solos ricos em óxidos de Fe. Na magnetita pode ocorrer trocas parciais por substituições iônicas, do Fe2+ por Ni, Co, Zn, Mg, Mn e Ca. Embora esta seja considerada muito resistente no solo, existem evidências de que ela se altera em condições de intenso intemperismo, e consequentemente irá liberar alguns micronutrientes das plantas como Zn, Mn e Co. 9.5. MINERAIS SECUNDÁRIOS NO SOLO Dentre os minerais presentes no solo destacam-se os filossilicatos, os óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio e os minerais mal cristalizados chamados de “amorfos”. O mineral secundário é aquele formado a partir de outro que formou-se originalmente na gênese de uma rocha magmática ou metamórfica. 169 9.5.1. Condições de formação e persistência de alguns minerais de argila (Filossilicatos Secundários) a) Caulinita A precipitação abundante associada a drenagem livre do meio, provoca a lixi- viação intensa de bases e sílica. Isto associado a valores de pH baixo favorece a formação de caulinita no solo. A proporção de Si e Al devem ser semelhantes. b) Haloisita Necessita de concentrações aproximadamente iguais de Si e Al e é formado a partir da organização de um aluminossilicato com a alofana. A formação de haloisita exige elevadas concentrações de H (meio ácido) e concentração de bases baixa. c) Esmectitas Para formar as esmectitas é necessário uma concentração relativamente alta de Si e Mg. A concentração elevada de Si é mantida devido a um movimento lento da solução do solo, ou numa situação de drenagem impedida. A montmorilonita é instável sob condições de pH baixo e lixiviação acentuada. d) Vermiculita É formado sob condições de acidez moderada, uma vez que o K e o Mg já foram completamente removidos do espaço entre as folhas. As micas tem que estar presentes no material de origem. A concentração de Si deve ser elevada. A concentração de Al na solução deve ser baixa ou serão formados minerais interestratificados. 170 e) Illita Forma-se quando a mica está presente no material de origem, sob condições de média a baixa concentração de hidrogênio. Concentrações moderadas a relativamente elevadas de Si e Al são necessárias para sua estabilidade. Sob condições de elevada concentração de hidrogênio, a illita tende a se alterar para vermiculita. f) Interestratificados de Vermiculita - Al Esses minerais são sintetizados sob condições de concentração de H, Al e Si moderada a alta. A interestratificação da vermiculita pelo Al da solução atua como fator antigibsítico, uma vez que a gibsita necessita de altas concentrações de Al. Mica ou minerais 2:1 tem que estar presentes no material de origem e atuam como precursores. g) Alofana A alofana é material silicatado muito mal cristalizado, e normalmente denomi- nada de amorfos de sílica. É formada, normalmente, em meios ácidos e com elevada umidade, do intemperismo rápido de cinzas vulcânicas ou em alguns casos de feldspatos. 9.5.2. Os óxidos secundários no solo I. Óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos de alumínio Diversos óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos de alumínio são encontrados nos solos, sendo mais comuns as formas hidroxiladas. Entenda que hidróxidos [Al(OH)3] é diferente de óxido hidratado (AlOOH). Não existem moléculas de água livre na estrutura destes, e sim hidroxilas (OH), sendo conveniente chamá-los de oxi-hidróxidos ou oxidróxidos de Al. 171 Os oxidróxidos estão representados pelos 2 polimorfos AlOOH: boemita e diásporo. Já os óxidos anidros são de ocorrência ocasional em solos, enquanto que nos hidróxidos há a gibsita, que é o mineral óxido de alumínio mais comum em solos. a) Gibsita Al(OH)3 É o hidróxido de alumínio mais comum em solos, particularmente em solos tropicais submetidos a processos intensos de intemperismo. É originário da alteração de materiais que contém Al, como feldspatos, minerais de argila, micas, etc., sob condições de intensa lixiviação de bases e sílica. As condições de formação da gibsita implicam em pH ácido, ainda que não excessivamente ácido, e que não coexistam minerais 2:1. Teores muito elevados de matéria orgânica no solo inibem a formação de gibsita pela complexação do Al. Tais condições ocorrem freqüentemente em ambiente tropical, onde são encontrados muitos solos com presença de gibsita na fração argila. b) Óxidos de Alumínio Amorfos Os óxidos amorfos tendem a ser mais reativos do que seus homólogos cristalinos e isso provém principalmente duas causas: - maior superfície específica (conseqüência do pequeno tamanho das partículas). - maior número de grupos OH, que como se verá mais adiante são responsáveis pela origem de cargas na superfície. Em alguns solos existem quantidades importantes de hidróxidos e óxidos não cristalinos de alumínio, com importante participação nas propriedades destes. Os teores de alumina amorfa podem chegar a 5-10% em solos que apresentam gibsita, como muitos dos solos altamente intemperizados que ocorrem nas regiões tropicais úmidas. 172 II. Óxidos de Ferro no Solo Os óxidos de ferro tem um papel muito importante nos solos devido às propriedades específicas do metal e seus íons e, especialmente à facilidade com que muda de valência e capacidade para formar complexos com numerosos produtos orgânicos e minerais. São fontes de Fe no solo os diferentes minerais ferromagnesianos, destacando-se os piroxênios, anfibólios, algumas granadas, epidoto, biotitas e olivinas. Ao contrário do alumínio, somente uma pequena parte do ferro é incorporado em alguns minerais 2:1. Este ferro liberado por intemperismo de minerais primários, também poderá formar complexos com a matéria orgânica, porém a maior parte se destina à formação dos óxidos de ferro no solo. Os óxidos de Fe influenciam grandemente as propriedades do solo. Juntamente com a matéria orgânica contribui para sua pigmentação (cor do solo), o tipo de óxido de Fe determina a cor do solo. Fenômenos como a formação de agregados do solo, cimentação entre partículas, formação de camadas endurecidas que não permitem o desenvolvimento das raízes, estão diretamente relacionados à presença de óxidos de ferro. A elevada superfície específica dos óxidos de ferro, sua natureza e o fato de que em muitos casos estes óxidos formam um recobrimento em torno das partículas, implica em que muitas propriedades de superfície dos solos sejam altamente influenciados pela presença destes minerais. Assim ocorre com alguns ânions e microelementos que podem ser adsorvidos na superfície dos óxidos de ferro. a) Formas dos óxidos de ferro no solo 173 A Tabela 20 apresenta os óxidos mais freqüentes do solo incluindo algumas de suas propriedades. Exceção feita à magnetita todos podem ser pedogenéticos, isto é, são formados no solo a partir de processos internos deste, e fazem parte da fração argila. A ferrihidrita era até pouco tempo considerada um óxido amorfo, ou seja, não cristalino. Atualmente sabe-se que este material apresenta-se malcristalizadio, e não amorfo, razão pela qual é denominado de paracristalino. Tabela 20. Forma a presença dos óxidos de ferro cristalinos e paracristalinos. Grupo Fórmula Nome Sistema Cris- Cor Presença mais comum em solos talino αFe2O3 Hematita Hexagonal Vermelho Óxidos Principalmente solos de zonas tropicais em ambientes de boa drenagem Anidros γFe2O3 Maghemita Tetragonal Bruno- Solos de clima quente avermelhado tropical ou subtropical Fe3O4 Magnetita Cúbico Preto Mineral primário constituínte da fração areia do solos. αFeOOH Goethita Ortorrômbico Oxi-hidróxidos Bruno- Solos de clima úmido avermelhado temperado, tropical e sub-tropical γFeOOH Lepidocrocita ortorrômbico Alaranjado Solos com má drenagem (hidromorfico) principal-mente Óxidos cristalinos para- Fe5(O4H3)3 Ferrihidrita (ou ferridrita) Romboédrico Bruno- Ambientes avermelhado drenagem a ocre cos) com má (hidromórfi- 174 Dentre os óxidos de ferro, a goethita e a hematita são os mais comuns e de maior importância nos solos. b) Goethita (αFeOOH) É o óxido de maior difusão nos solos e praticamente é encontrado na maioria destes sob condições climáticas as mais variadas. A goethita tem alta estabilidade nos solos. c) Hematita (αFe2O3) A hematita é formada em ambientes de boa drenagem em climas quentes, tropicais e subtropicais principalmente. A formação da hematita se dá por desidratação e rearranjamento da ferridrita. Encontra-se solos com predominância de hematita nas condições climáticas citadas, porém pode-se encontrar solos hematíticos ladeados por solos goetíticos, sendo originados do mesmo material de origem. O fato não ocorre ao acaso na natureza, mas está relacionado à posição do solo. Desta forma, os solos que não apresentam hematita estão nas baixadas e depressões que são mais úmidas, ou em áreas de altitude maior, com clima mais frio e úmido. Estas relações com a paisagem estão ilustradas na Figura 89. Climas mais frios e/ou úmidos favorecem a concentração maior de compostos orgânicos no solo. Alguns atribuem a esta condição a não formação da hematita, pois esta se forma predominantemente a partir da ferridrita que, por sua vez, formaria complexos com os componentes orgânicos, deixando de haver portanto, o precursor para a formação da hematita. 175 DESIDRATAÇÃO FERRIDRITA -----------------------→ HEMATITA MATÉRIA ORGÂNICA FERRIDRITA -------→ ------↓ ------------→ HEMATITA COMPLEXO ORGANO-MINERAL Clima mais frio úmido solo com goetita Clima tropical e sobtropical quente solo bem drenado + Hematita > goetita Baixada * (ambiente mais úmido) solo goetítico + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + + Figura 89. As relações com clima e relevo são muito importantes na compreensão da distribuição dos diferentes tipos de óxidos de Fe no solo. Importante, a figura representa um exemplo do que pode ocorrer na natureza. Você não deve tomá-la como padrão a ser repetido invariavelmente. Outros fatores de formação do solo poderão interferir. Nas áreas onde o Fe liberado não é complexado pela matéria orgânica, poderia formar-se a ferridrita e posteriormente a hematita. Isto está associado a uma rápida decomposição da matéria orgânica (temperaturas elevadas e boa aeração do solo são imprescindíveis para a rápida digestão microbiana da matéria orgânica). 176 * Alteração: Hematita → Goethita Devido a alta estabilidade da hematita e da goethita seria difícil conceber a transformação direta no solo de hematita em goethita por rehidrolisação: Hematita Fe2O3 Goethita --------------→ FeOOH Esta transformação ocorre na natureza, porém, é necessário que haja dissolução da hematita com posterior precipitação da goethita. Alguns sugerem que esta “dissolução” da hematita se daria por redução ou complexação do Fe, sob ação da matéria orgânica. Sob influência de climas frios e úmidos solos vermelho antigos que contém hematita passam a solos bruno-amarelados. III. Óxidos de Manganês no Solo Os óxidos de manganês são importantes constituintes do solo, especialmente por se tratar de um nutriente essencial na nutrição vegetal. A oxidação e a redução do manganês são determinantes no que diz respeito à sua solubilidade, ou seja, sua estabilidade no solo. Os óxidos de manganês do solo são formados a partir dos produtos do intemperismo de silicatos primários que contém Mn como alguns piroxênios, anfibólios e micas. A mineralogia do manganês é complicada pela quantidade de valências que 2+ pode apresentar, com substituição de íons Mn em diferentes de oxidação Mn , 3+ 4+ Mn , Mn . 2+ O manganês é liberado dos minerais primários na forma do íon Mn , o qual, em condições aeróbicas se oxida formando óxidos pouco solúveis de cor negra, do tipo MnO2. *Dentre os óxidos cristalinos, o mais conhecido é a pirolusita (βMnO2). A Hausmanita Mn3O4, é um óxido raro, porém já encontrado em solos. As formas mais 177 estáveis de hidróxidos conhecidas nos solos são a manganita (γMnOOH) e a grutita (αMnOOH), embora sejam pouco freqüentes. + A solubilidade dos óxidos de manganês aumenta com o aumento de íons H na solução, isto é, com um abaixamento do pH. Em condições anaeróbicas, as for3+ mas altamente oxidadas do manganês (Mn 2+ Mn 4+ e Mn ) , reduzem com facilidade a que é a forma absorvida pelas plantas. Porém, é nesta forma também que o manganês se movimenta no solo e é perdido por lixiviação. Além do pH, o material redox do solo afeta altamente o manganês no solo. (Mn +2 ) MnO (Mn +4 ) Mn2O3 . X Al2O (Mn+3) Semelhante ao ferro, a solubilidade do manganês, aumenta ou diminui o pH e 2+ o potencial redox. O manganês dissolvido está na forma Mn , e se forma por redução microbiana a partir de óxidos de alta valência (+3 e +4). Em tais condições o 2+ Mn não só estará disponível às plantas, mas também, como o ferro, pode ser translocado no perfil. Os íons Mn2+ poderão então ser “lavados” do solo ou, se chegarem a algum lugar com maior potencial redox, ser novamente oxidados e separados como óxido. Este fenômeno é comum em solos e é a origem de manchas brunoescuras a pretas que se formam em regiões de acúmulo de óxido de manganês, muito freqüentes em solos tropicais ácidos mal drenados. Solos mal drenados → aeração deficiente → potencial redox negativo O2 Solos bem drenados → bem arejados → potencial redox positivo 178 9.6. Algumas relações entre “Dessilicatização” e a Mineralogia de Solos No capítulo de intemperismo, alguns processos foram apresentados, tais como a hidrólise, a oxidação-redução e a lixiviação. Outro processo importante é a dessilicalização, que seria a remoção de silício do meio. O grau de dessilicatização é responsável pela estabilidade dos minerais de argila presentes. 9.6.1. Conceito de Dessilicatização Chama-se dessilicatização a remoção do silício durante o intemperismo das rochas. Para se compreender melhor esta remoção do silício se faz necessário fazer uma abordagem sobre lixiviação. LIXIVIAÇÃO POLYNOV (1937), em seu trabalho clássico sobre o ciclo do intemperismo, determinou a mobilidade. Suas conclusões se basearam no estudo das águas de um rio em relação à composição das rochas de sua bacia hidrográfica. O autor dividiu os elementos, em quatro fases, de acordo com sua mobilidade relativa, tendo como base de referência o cloro (Cl-), o mais móvel e que recebeu o índice 100, que recebeu o índice 100, como segue abaixo: 179 - 100 SO4 57 Ca ++ 3,00 Na + 2,40 Mg++ 1,30 K+ 1,25 Cl Fase I Fase II Fase III SiO2 mobilidade relativa dos elementos 0,20 0,04 Fe2O3 Fase IV Al2O3 0,02 Outros estudos foram relatados por CHESWORTH (1973) estabelecendo seqüências de mobilidade dos elementos, mostrando variações na ordem estabelecida por POLYNOV, porém apresentam mesmas tendências. - Observa-se que na primeira fase ocorre a remoção intensa dos ânions Cl e -- SO4 . Na fase II, são movidos elementos alcalinos terrosos. Esta fase pode ser subdividida em 2 estágios; correspondendo a maior mobilidade de íons cálcio e sódio em relação aos íons magnésio e potássio. Na terceira fase ocorre a remoção de sília ca dos silicatos de alumínio e finalmente na 4 fase, uma pequena remoção do produto residual do intemperismo, os sesquióxidos de ferro e alumínio. 180 Dado o início da fase III, que vem a ser a remoção de sílica, inicia-se a decomposição dos silicatos de alumínio do solo. Isto pode ser assim representado: remoção de remoção de 2:1 ---------------→ 1:1 ---------------→ Sesquióxidos de alumínio SiO2 SiO2 Esquema simplificado da dessilicatização nos solos e seus produtos. Fica claro que a dessilicatização ocorre num estágio onde já ocorreu lixiviação 2+ 2+ + + das bases (Ca , Mg , K , Na ) e quanto mais intensa essa remoção de bases, maior será a perda de sílica. 9.6.2. Conceito de Neossíntese de Minerais do Solo O que é neossíntese ? - neo = nova síntese = fusão, composição Trata-se da formação de um mineral secundário do solo a partir da fusão ou composição de elementos (Ca, Mg, Fe, Si) e compostos mais simples, como SiO2, Al2O3 amorfos. Estes elementos e compostos simples podem originar-se da alteração de minerais primários e mesmo da hidrólise de minerais secundários. Portanto, nem todo mineral secundário é, unicamente formado a partir da destruição de um mineral primário. As condições do meio (item 9.4.1.) em que se encontram é o que “comanda” a formação dos minerais. Um resumo dos principais minerais presentes na fração argila, e as condições gerais do meio de formação estão no quadro a seguir: 181 GRUPO DE MINERAIS 2:1 CONDIÇÕES DO MEIO (SOLO) Meio alcalino e levemente ácido Alta concentração de sílica e bases 1:1 Meio ácido Baixa concentração de sílica e bases GIBSITA Meio muito ácido Baixíssima concentração de sílica e bases Se numa paisagem, há um fluxo convergente de soluções (contendo sílica e bases entre outros), haverá acúmulo, sendo provável a reorganização do conteúdo, originando um mineral secundário (Figura 79). Assim, argilas silicatadas 1:1 e 2:1 principalmente, podem se formar a partir de um acúmulo de produtos de alteração de outros minerais secundários. Chuvas H2O precipitações Bases + SiO2 Bases + SiO2 Ba se s + Si O 2 Zona de acúmulo de bases, SiO2 e Neossíntese Figura 90. Mostra como pode acontecer remoção de bases e sílica de um sistema de drenagem livre onde a lixiviação é fornecida e o posterior acumulo num sistema “fechado” de drenagem. Visto os conceitos de dessilicatização, condições de estabilidade dos minerais da fração argila e neossíntese, tem-se, portanto, os modelos básicos que ajudam a 182 compreensão da composição mineralógica do solo em diferentes condições de intemperismo. Os modelos levam em consideração fundamentalmente o grau de dessilicatização do material tendo em vista a intensidade do processo e o tempo em que o material de origem do solo é submetido à dessilicatização. Considere o material de origem igual para os três casos: basalto (Figura 91). Para as condições tropicais e subtropicais em que o Brasil se encontra, os modelos de Jackson se aplicam em muitos casos: Dessilicatização tênue → solos com mineralogia 2:1 e presença de minerais interestratificados 2:2 e minerais primários. Dessilicatização moderada → solos com mineralogia 1:1 e presença de interestratificados 2:2 e eventualmente minerais primários alterando para 2:1 nos horizontes próximos à rocha matriz. Dessilicatização intensa → solos com mineralogia oxídica e presença de caulinita e eventualmente interestratificados 2:2. Observação: FATORES QUE AFETAM A FORMAÇÃO DE UM SOLO: - Material de origem; clima; relevo; organismos (ação biológica) e tempo. Ao analisar o grau de intemperismo e dessilicatização do solo, tem-se a interação dos cinco fatores que fará a existência de uma enorme variedade de solos e isto será melhor estudado na disciplina de PEDOLOGIA. Este curso trata-se, especificamente, do material de origem dos solos. 183 a) Dessilicatilização tênue, baixo grau de intemperismo (intensidade x tempo) +++ minerais 2:1 ++ minerais 2:2 e minerais primários Si Embaciamento Minerais 2:1 b) Dessilicatilização moderada, grau intermediário de intemperismo (intensidade x tempo). +++ minerais 1:1 ++ minerais 2:2 e alguns minerais primários + óxidos de Fe e Al Si Embaciamento Minerais 2:1 c) Dessilicatilização intensa, intemperismo acentuado (intensidade x tempo). +++ sesquióxidos Fe e Al ++ minerais 1:1 + minerais 2:2 eventualmente Si Embaciamento Minerais 2:1 e 1:1 LEGENDA + presente ++menos abundante +++ abundante Intensidade de dessilicatização Figura 91. Graus de lixiviação de Si (dessilicatização) e a formação dos principais grupos de argila no solo. Adaptado de JACKSON (1964). 184 9.6.3. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo Para analisar a composição mineralógica de um solo, existem vários métodos, entre eles, difratometria de “raio X” ou ATD (análise térmica diferencial). Porém, são métodos caros e requerem especialização no uso. Por isso, foram desenvolvidos métodos de química que apresentam como resultado os teores de componentes totais do solo, uma vez que é feito um ataque ácido para dissolver os minerais. A partir deste ataque ácido são obtidas as porcentagens de silício, alumínio e ferro (%SiO2; %Al2O3 e % Fe2O3). Sendo os minerais da fração argila, predominantemente, filossilicatos secundários e óxidos de ferro e alumínio, poderia-se avaliar a composição mineralógica de um solo a partir da análise química total ? Veja a composição química destes minerais: Tabela 21. Composição química de alguns minerais da fração argila. MINERAIS SiO2 % Al2O3 % Gibsita Al (OH)3 0 65,40 Caulinita (1:1) 45,80 39,55 Vermiculita (2:1) 34,04 14,37 Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76 Illita (2:1) 56,91 18,55 Estabelecendo-se uma relação molecular entre SiO2 e Al2O3, obtém-se um número chamado de “razão Ki”, e que serve como índice de intemperismo do solo, pois é possível avaliar indiretamente a composição mineralógica da fração argila do solo. Veja como é: SiO2% ----------- Ki = molSiO2 ----------- = molAl2O3 60 ---------Al2O3% ----------102 SiO2% = 1,7 . ---------Al2O3% 185 A Tabela 22 mostra o teor de sílica e de alumínio e o índice Ki de alguns minerais de argila. Tabela 22. Composição química e índice Ki de alguns minerais da fração argila MINERAIS SiO2 % Al2O3 % Ki Gibsita Al (OH)3 0 65,40 0 Caulinita (1:1) 45,80 39,55 1,97 = 2 Vermiculita (2:1) 34,04 14,37 3,78 = 4 Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76 4,41 Illita (2:1) 56,91 18,55 5,24 Observa-se que a caulinita possui Ki = 2, enquanto que nos minerais de argila 2:1 possuem Ki = 4 a 5. Com base nesses dados, é que se faz a interpretação do Ki da fração argila do solo, ou seja: Valor Ki MINERALOGIA DA FRAÇÃO ARGILA DO SOLO Ki = 2: há predominância de caulinita cujo Ki é 2 Ki < 2: indica que junto à caulinita há presença de gibsita (hidróxidos de alumínio), que faz baixar o valor do Ki tanto mais quanto maior for sua quantidade na mistura; a condição extrema seria Ki = 0, o que indicaria total ausência de minerais silicatos, como minerais de argila e presença exclusiva de gibsita. Ki entre 2 e 4: indica que junto à caulinita há presença de minerais de argila do tipo 2:1, que fazem elevar o valor de Ki tanto mais quanto maior for sua participação na mistura. Ki > 4: há predominância de argila do tipo 2:1. 186 Portanto, o índice Ki revela as quantidades relativas de caulinita, gibsita e minerais de argila do tipo 2:1 na fração argila do solo, porém não informa presença de hematita e goethita. Esses óxidos de ferro, encontrados em solos tropicais, é dado pelo próprio teor de Fe2O3 provenientes do mesmo ataque sulfúrico mencionado. Tabela 23. Índice Ki de alguns solos do Brasil. Solo Ki Mineralogia da fração Argila Podzólico Vermelho Amarelo (DF) 2,0 predomina caulita Latossolo Vermelho Escuro (DF) 1,3 caulinita + sesquióxidos de Al e Fe Latossolo Vermelho Amarelo (DF) 0,3 gibsítico Latossolo Roxo (SP) 0,7 gibsita + 1:1 Latossolo Roxo (SP) 1,4 1:1 + óxidos de Fe e Al Latossolo Amarelo (PA) 1,6 1:1 + óxidos de Fe e Al Terra Roxa Estruturada (PR) 1,9 1:1 + óxidos de Fe e Al Podzólico Vermelho Amarelo (SP) 1,9 1:1 + óxidos de Fe e Al Cambissolo Substrato Basalto (PR) 2,7 1:1 + 2:1 Litossolo Substrato Basalto (SP) 3,0 1:1 e 2:1 Brunizem Avermelhado (PR) 3,2 2:1 + 1:1 Vertissolo (PE) 4,0 2:1 Para simplificar a interpretação dos índices Ki é apresentado a seguinte tabela: Tabela 24. Interpretação dos valores de índice Ki para mineralogia da fração argila. 187 Ki Interpretação 0 gibsita < 0,8 predomina gibsita sobre caulinita (1:1) 0,8 - 1,9 predomina caulinita sobre gibsita 2 caulinita 2,1 - 3,0 predomina caulinita sobre minerais 2:1 >3 predominam 2:1 sobre caulinita >4 minerais 2:1 Sabendo quais os possíveis constituintes das diferentes frações granulométricas do solo, silte e argila, isto é, como os minerais primários e secundários se distribuem no solo, será discutido com um pouco mais de detalhe a fração argila, ainda não abordada. 9.7. COLÓIDES DO SOLO 9.7.1. Alguns conceitos e definições “Fração coloidal do solo” ou, simplesmente “colóides do solo” referem-se a maior parte das partículas de argila e a porção orgânica do solo altamente '' decomposta chamada “húmus”. Ambos existem em estado coloidal, com partículas extremamente pequenas, alta superfície específica e presença de cargas elétricas na superfície que atraem íons e moléculas polares como água. As partículas coloidais são formadas de um complexo radical negativo ou “mi1 cela” e de uma mistura de íons e moléculas de água adsorvidos. 1 A água, pelo fato de sua molécula ser assimétrica (veja Figura 92), apresenta-se como um dipolo elétrico e interage com as partículas coloidais, sendo também adsorvida nas superfícies. Também hidrata íons e outras moléculas em função desta polaridade. 188 Ca MICELA HÚMUS, ARGILA) ++ + + H + + M = Na , K , NH4 Al+++ M Os colóides agem portanto, como centro de atividade em cujo redor ocorrem reações químicas e trocas de elementos nutrientes essenciais à vida das plantas. Muitas propriedades dos solos são governadas pelo tipo e quantidade de material coloidal. Região mais negativa - Oxigênio Hidrogênio + Região mais positiva Figura 92. Esquema da molécula de água. 189 Borda do cristal Ca2+ Mg2+ H+ K+ K+ H+ Ca2+ H+ Ca2+ + Na H+ Ca2+ Mg2+ H+ + 2+ + + 2+ H Ca K H Ca Mg2+ 2+ Ca2+ H+ Ca2+ H+ Ca2+ H+ a C + + H+ K+ Ca2+ Mg2+ H H 2+ + + 2+ + 2+ + Ca H K Ca H Ca a Ca2+ H+ Mg2+ H+ Ca2+ K+ N Ca2+ H+ Mg2+ K+ - Ca2+ Superfície Externa - H+ + 2+ + 2+ Na K Ca Ca H+ Mg2+ Ca2+ H+ 2+ - Ca - K+ + Superfície H+ K+ Na Ca2+ H+ Interna Ca2+ Mg2+ Ca2+ - Al3+ Mg2+ Ca2+ H+ Na+ Ca2+ NH4+ K+ Ca2+ 2+ - Ca - K+ Mg2+ K+ Ca2+ H+ Figura 93. Representação em forma de diagrama de um cristal de argila silicatada , suas inumeráveis cargas negativas e seu “enxame” de cátions adsorvidos. Um esquema ampliado da borda do cristal mostra a superfície interna carregada negativamente, desta partícula específica, a qual são atraídos cátions e água. OCOOUNIDADE CENTRAL DE UM COLÓIDE HÚMICO (Preponderam C e H) O- Ca++ H+ COO- K+ OCOO- Mg++ OCOOOCOO- H+ NH4+ H+ Na+ ÍONS ADSORVIDOS CARGAS NEGATIVAS Figura 94. Adsorção de cátions pelos colóides húmicos. 190 9.7.2. ORIGEM DE CARGAS NOS CONSTITUINTES NO SOLO Veja o conceito de CTC ou capacidade de troca catiônica (cap. 2). CTC → a quantidade de carga negativa de um colóide pode ser geralmente representada pela capacidade de troca catiônica (CTC ou T), e a maioria dos cátions adsorvidos na superfície do colóide são trocáveis, isto é, estão fracamente retidos. CTC é expressa em equivalente miligrama (e.mg) por unidade de peso seco de material. Veja na Tabela 25, os valores de CTC para os principais constituintes da fração argila do solo. Tabela 25. CTC dos principais componentes do solo. Componente (1) CTC (1) meq/100g Gibsita 1a2 Goethita 1a2 Hematita 1a2 Caulinita 3 a 15 Illita 20 a 40 Montmorilonita 80 a 120 Vermiculita 100 a 150 Húmus 200 a 400 Determinada a pH 7,0 Observa-se que a CTC da caulinita e dos óxidos e hidróxidos de ferro e alu- mínio (goethita, hematita e gibsita) é baixa, e é por essa razão que a CTC dos solos cauliníticos com altos teores de óxidos e com baixo teor de colóides orgânicos, como são muitos dos solos do Brasil, dificilmente atingem 10 e.mg/100 g de argila. Estes colóides orgânicos são responsáveis por até 80% da capacidade de troca da camada superficial, principalmente em solos cauliníticos e com elevados teores de óxidos Fe e Al. Solos com mineralogia mais ativa, isto é, com presença de minerais 2:1 191 (montmorilonita, vermiculita, illita), terão valores de CTC bem mais elevados e não tão dependentes da presença de matéria orgânica. As origens das cargas elétricas negativas de um colóide são as mais variadas sendo que a quebra na estrutura, as substituições no interior da estrutura e a dissociação de radicais OH em arestas não quebradas e expostas são as mais comuns. Veja isto com detalhe: i. Quebra na Estrutura A quebra no redor das arestas da unidade sílica-alumina normalmente parale- la ao eixo c poderá originar cargas elétricas que deverão ser satisfeitas por cátions adsorvidos. O número de arestas quebradas aumentará a medida que diminui o tamanho das partículas. As distorções na estrutura cristalina, também, tenderá a aumentar o número de arestas quebradas e, portanto, a CTC tende a aumentar a medida que o grau de cristalinidade diminui. A origem das cargas elétricas devido a quebra da estrutura se deve as ligações não satisfeitas nas faces do mineral, entre Si-O ou AlOH ou então devido a dissociação do radical OH de acordo com a equação abaixo: Al - OH + H2O ←→ Al - O - + H3O + representando um octaedro de Al À medida que o pH da solução aumenta, aumenta dissociação do radical OH e aumenta CTC, onde denomina-se CTC dependente de pH. Portanto, grande parte da CTC da caulinita é dependente de pH. Figura 95. 192 OH OH H+ O Al Al H+ O O Si O H Figura 95. Diagrama da borda quebrada de um cristal de caulinita, mostrando o oxigênio como fonte de carga negativa. Com valores elevados de pH, os íons hidrogênio tendem a ficar frouxamente retidos, podendo ser permutados por outros cátions. i.i. Dissociação de Radical OH- em Arestas não Quebradas e Expostas Por dissociação de OH, como já foi visto, ocorre a formação de cargas elétricas que podem ser satisfeitas por cátions os quais podem ser trocados posteriormente. A ocorrência de cargas elétricas negativas no material amorfo (alofana) e no húmus é devida principalmente a dissociação de radicais OH. No material amorfo a reação pode ser representada: SiOH + H2O - SiO + H3O + No caso dos colóides orgânicos os seguintes casos de dissociação são exemplos típicos de formação de cargas elétricas: 193 + H3O+ + H2O O- OH (Grupo Fenol) O R C O + H2O OH R + H3O+ C (Grupo Carboxil) O- A matéria orgânica no solo forma complexos com, por exemplo, o alumínio e o ferro, sendo que da precipitação deste alumínio, motivada pelo aumento de pH gera também cargas negativas como ilustrado acima. Em todos os exemplos vistos o aparecimento de cargas negativas por dissociação do radical OH ou por precipitação do alumínio dos complexos orgânicos gera cargas dependentes de pH. CAPACIDADE DE TROCA ANIÔNICA Em solos muito intemperizados, como nos tropicais, as cargas elétricas positivas são formadas originando uma capacidade de troca aniônica (CTA). Veja como as cargas positivas ocorrem nos minerais de argila e no alumínio livres. 194 a) CTA nos minerais de argila OH +3 OH2 O M M OH2 OH + O 3 H3O+ + 3 H2O O M M OH M = cátion bi ou trivalente em coordenação 6 ev (M) = 3 / 6 = 1 / 2 OH2 A relação de cargas na superfície do mineral é de 3 (três) cargas 195 A relação de cargas na superfície do mineral é de 0 (zero) cargas. OH O O -3 M M OH + O 3 OH- O O- + 3 H2O M M OH O Através desses esquemas é possível notar que em solo ácido (primeira reação) aparecem cargas positivas e em solo básico aparecem cargas negativas, por isso torna-se necessário a calagem para diminuir os efeitos das cargas positivas. Portanto, os minerais de argila possuem cargas positivas e negativas, principalmente, solos de clima tropical. b) CTA devido aos hidróxidos de ferro e de alumínio na Figura 96, tem-se um octaedro de alumínio circundado por seis moléculas de água. O número total de cargas positivas neste octaedro é 3. 196 H O H H O Al 3+ H O H H O H H H O H Figura 96. Octaedro de alumínio circundado por 6 moléculas de água. O íon Al é considerado ácido, pois possui prótons que podem ser removidos (H+), sendo estes removidos das moléculas de água que circundam o alumínio. As etapas de dissociação deste Al hidratado em água pode ser representado pelas seguintes equações: +++ + H2O [Al (H2O)5 OH] ++ + H2O [Al (H2O)4 (OH)2] + H3O + [Al (H2O)3 (OH)3] + H3O [Al (H2O)6] [Al (H2O)5] [Al(H2O)4 (OH)2] + H2O ++ + H3O + + + + Existe uma tendência no solo para ligações entre unidades individuais contendo dois, três ou mais Al com eliminação de água, formando polímeros de alumínio. Exemplo: 197 HOH HOH ++ OH- HOH ++ OH- HOH Al Al HOH- HOH HOH- HOH HOH HOH Al= 3+ Al= 3+ OH= 1 2+ OH= 1 2+ HOH HOH HOH HOH OH HOH OH HOH + 2 H 2O Al Al HOH ++++ HOH 2 Al= 6+ 2 OH= 2 4+ Com a formação de polímeros de alumínio, aumenta as cargas positivas, das quais são totalmente dependente de pH e, portanto, se variar o pH, o sistema pode ficar tanto com cargas positivas ou negativas ou ainda ausência de cargas. Neste caso tem-se: Fe Fe OH OH O Fe O H+ O 3 H3O + HO + H+ Fe O OH OH O O Fe Fe O O Balanço Positivo OH O Fe OH + OH - O O + H2O Fe Fe Fe O O Fe Fe HO Fe Fe Fe Balanço Neutro OH O HO Fe Balanço Negativo 198 Então, se pH cai, aparecem cargas positivas; se aumenta aparecem cargas negativas. No caso de óxidos de Fe e Al análise a figura 97. +3 OH2 M O OH O OH2 + 3 H3O+ + 3 H 2O M M OH2 O OH -3 O M OH + 3 OH- M O + 3 H 2O O M O Figura 97. Representação esquemática da formação de cargas elétricas positivas e negativas em superfície hidratada de óxido metálico. A presença de cargas positivas nos colóides irá gerar adsorção de ânions como fosfato, sulfato molibdato, nitrato, os quais são elementos nutrientes de plantas. 199 Esta adsorção é importante na disponibilidade destes ânions assim como sua facilidade de lixiviação no solo. i.i.i. Substituição no interior da estrutura (substituição iônica) Desde que o Si +4 +3 e Al possam ser substituídos por muitos outros íons, pode- se esperar um grande número de substituições iônicas na estrutura do mineral de argila. Uma das mais comuns é a do Al+3 pelo Si+4 na folha de tetraedro e a de íons de baixa valência na folha de octaedros, resultando cargas elétricas insatisfeitas em alguns minerais de argila. Essa insatisfação pode ser compensada por diversos mei-- - os, como a substituição de O pelo OH pela introdução de cátions na camada de octaedros ou ainda, por adsorção de cátions na superfície das camadas. A substituição iônica gera cargas elétricas que depende do pH do meio, ou seja, em qualquer pH o número de cargas elétricas originadas por substituição iônica permanece a mesma (CTC independente do pH). Na montmorilonita e vermiculita, por exemplo, a substituição iônica é responsável por 80% do total da CTC. A Figura 98. mostra a CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita. pH A 10 8 6 4 P 2 20 40 60 80 100 120 P = carga permanente devido a substituição iônica - A = cargas adicionais desenvolvidas a elevado pH (devido a dissociação de radicais OH ) Figura 98. Ilustração da CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita. 200 9.7.3. Os Colóides do Solo e os Processos de Troca Iônica A CTC permanente diz respeito à cargas originadas por substituição iônica. Já que existem materiais no solo com cargas que mudam de acordo com o pH, a CTC de solos com estes materiais também será variável. No ambiente tropical, a maioria das cargas são dependentes de pH e é por isso que a CTC desses solos varia com o pH. Portanto, a capacidade de troca catiônica não é uma propriedade imutável do solo e sim, uma característica sujeita a variação como mostra o seguinte exemplo: Solo 1 CTC Solo 2 pH do solo Para comparar solos diferentes deve-se avaliar a CTC sempre a um mesmo valor de pH. No Brasil, a CTC é determinada a pH 7,0 (CTC7) e seu valor pode ser estabelecido diretamente em laboratório ou da seguinte forma: CTC7 = 5 + Al + H onde S é a soma de bases, Al o teor de alumínio trocável e H a quantidade de íons de hidrogênio dissociados do colóide pela elevação do pH até 7,0 (supondo solo ácido). Em solos neutros, o último termo da equação desaparece. A desvantagem de determinar a CTC a pH 7,0 é de superestimar a CTC de solos ácidos e solos alcalinos. Neste caso, tem-se a CTC efetiva que é a CTC do solo ao seu valor original de pH. É obtida somando-se o teor de bases trocáveis (soma de bases) ao teor de alumínio trocável. 201 CTCe - S + Al Nota-se que a CTCe difere da CTC7 somente quanto aos íons de hidrogênio que se dissociam devido à mudança de pH. Portanto, solos neutros possuem CTCe igual a CTC7. Por outro lado, dois solos com a mesma CTCe com valores diferentes de pH, terão diferentes valores de CTC7. Os exemplos a seguir ilustram esses dois casos: Solo pH CTCe CTC7 1 7,0 13,0 13,0 2 5,0 4,0 9,0 3 6,0 4,0 6,0 OS CÁTIONS TROCÁVEIS Os principais cátions em colóides do solo, sob a forma trocável, são Ca+2, +2 + + +3 + Mg , K , Na (bases) e Al . O hidrogênio trocável (H ) ocorre em solos ácidos sendo necessária a presença de minerais de argila 2:1 por serem os principais colóides do solo dotados de cargas permanente. Por formar ligação covalente, o hidrogênio o dissocia-se somente com a elevação do pH do solo pois não possui carga livre (H ). A Figura 99 mostra o esquema onde um colóide associa-se aos principais cátions do solo através de cargas permanentes e variáveis, hidrogênio trocável está associado às cargas permanentes e o não trocável às variáveis. A Figura 86 também mostra a participação dos cátions na CTCe e na CTC7, ou seja, a parte que se dissocia até o pH 7,0; os hidrogênios restantes seriam dissociados somente com a elevação ainda maior do pH. 202 - Ca+2 - Mg+2 - K+ Cargas permanentes e variáveis - Na+ - Al 3+ - H+ Carga permanente Cargas variáveis Bases Trocáveis CTCe Al trocável H trocável CTC7 - H+ O O O O - Ho - Ho - Ho H não trocável o -H o O -H o O -H Figura 99. Representação esquemática das ligações dos cátions ao colóide e da participação dos mesmos na CTC efetiva (CTCe) e na CTC a pH 7,0 (CTC7). PONTO DE CARGA ZERO Conforme foi visto, as cargas podem aumentar ou diminuir em função do pH. Deve-se acrescentar, entretanto, dois fatos: a) Um mesmo colóide pode ter cargas positivas quando o pH do meio é baixo, e cargas negativas quando os valores de pH são mais altos. b) Sob um mesmo valor de pH, um colóide poderá apresentar cargas positivas e negativas ao mesmo tempo. No entanto, deve existir um valor intermediário de pH onde a carga é nula - a esse valor dá-se o nome de Ponto de Carga Zero ou PCZ. Diferentes colóides possuem diferentes valores de PCZ. O esquema a seguir mostra que, com o aumento do pH ocorre desprotonação na superfície do colóide (carga de +2 para -2) e no ponto central, a carga zero, portanto se diz que “o colóide está no PCZ”. 203 (2+) O O (1+) H O H OH (1-) (2-) OH O- O- OH OH OH O- OH OH OH OH H H H (0) H pH aumenta Enquanto o PCZ de um colóide pode ser definido como o pH no qual a carga elétrica do colóide é nula, o PCZ de um solo que representa uma mistura de colóides, deverá ser definido como pH no qual o número de cargas positivas é igual ao de cargas negativas, dando uma carga líquida igual a zero; isso não significa, portanto, que o solo no PCZ não apresente cargas. Tabela 26. Ponto de carga zero de alguns componentes do solo e de alguns grandes grupos de solos. Material Ponto de Carga Goethita 6,7 Hematita 5,4 Gibsita 5,0 Caulinita < 4,0 Húmus < 3,0 Solos Zero Horiz. A Horiz. B Podzólico Vermelho-Amarelo 1,6 4,0 Terra Roxa Estruturada 1,9 2,7 Latossolo Vermelho-Amarelo 3,3 5,5 Latossolo Amarelo 3,1 6,3 Latossolo Roxo 3,5 6,0 204 Na Tabela 26, encontram-se valores de PCZ de alguns componentes do solo e de alguns grupos de solos brasileiros. Observa-se que a goethita apresenta elevado PCZ (6,7), onde abaixo deste, há formação de cargas positivas. A caulinita e o húmus não apresentam cargas positivas (só em pH muito baixo). Os solos que possuem óxido de ferro e alumínio tendem apresentar maior PCZ. ADSORÇÃO DE ÂNIONS E TROCA ANIÔNICA: A influência dos óxidos e hidróxidos de alumínio e ferro Os colóides responsáveis pela adsorção aniônica são os minerais de argila e os óxidos de ferro e alumínio (gibsita, hematita e goethita) e podem ser identificados dois processos de adsorção aniônica no solo: a) Adsorção não específica Ocorre através da atração dos ânions pelas cargas positivas existentes na superfície dos colóides. Neste tipo de adsorção as forças envolvidas são eletrostáticas e relativamente fracas, permitindo que ocorram trocas aniônicas entre as fases sólidas e líquidas do solo, à semelhança do que se verifica com os cátions: Colóide+ . Cl- + NO3- colóide+ . NO3- + Cl- Em uma adsorção não específica os solos podem apresentar CTA e, como esta depende da presença de cargas positivas, seu valor é influenciado pelo pH, portanto as cargas aumentam com a diminuição do pH, ou seja, com a acidificação do meio. A Figura 100. ilustra a variação da CTC e da CTA em função do pH do solo, observando-se que o valor de pH onde se dá o cruzamento das curvas corresponde ao ponto de carga zero do solo. 205 CTC meq/100g CTA PCZ pH Figura 100. Variação da CTC e da CTA de um solo em função do pH. b) Adsorção específica Ocorre através de reação química entre certos ânions do solo e elementos na - superfície dos colóides. Este processo envolve apenas alguns ânions (H2PO4 - fosfato, SO4-2 - sulfato, MoO4-2 - molibdato e H2BO-3 - borato), ou seja, há especificidade de ânions. As forças envolvidas, neste tipo de adsorção, são muito superiores, sendo comparáveis às que conduzem à formação de compostos químicos, portanto os ânions são dificilmente deslocados concluindo-se que a adsorção específica é praticamente irreversível. Os colóides que mais respondem por esse fenômeno são os óxidos e hidróxidos e ferro e alumínio. A reação de adsorção de fosfato por uma dessas partículas pode ser assim representada. O fosfato é o ânion mais fortemente retido aos colóides e devido à pouca reversibilidade da adsorção é necessária a constante adubação, pois deixa de ser dis- 206 ponível às plantas. Essa perda de disponibilidade é também conhecida por fixação de fósforo. OH Fe ou Al OH OH + H2PO4- OH Fe ou Al OPO3H + H2O OH 9.8. OS SISTEMAS MINERALÓGICOS DE SOLOS Os solos tropicais podem ser agrupados em três sistemas mineralógicos. - Sistema silicatado; - Sistema oxídico; - Sistema silicatado recoberto por óxidos. 9.8.1. Sistema Silicatado Ocorre nos solos com pouca quantidade de óxidos de ferro e alumínio e de alofana e predominância de minerais 2:1. Possui CTC permanente e pequena quantidade de cargas variáveis devido a matéria orgânica e quebra de arestas de caulinita. 9.8.2. Sistema Oxídico Ocorre na predominância de óxidos de ferro e alumínio ou alofana na fração argila (ou ainda minerais silicatados de argilas recobertos por tais óxidos). 207 Neste sistema as cargas são dependentes de pH e os solos podem possuir balanço final de cargas negativas (CTC), positivas (CTA) ou neutro e são considerados os solos mais intemperizados do mundo. 9.8.3. ∆pH e Ponto de Carga Zero No sistema oxídico, o balanço de cargas pode ser determinado através da medição de seu pH em água e em solução neutra, tal como o KCl N. A diferença entre o pH em KCl e o em água define o ∆pH. Se for negativo, o balanço de cargas será negativo (CTC). No sistema silicatado o ∆pH é sempre negativo. A reação simplificada abaixo ilustra este caso: H+ + H2O - - H+ + H2O - K+ + Cl- + H+ mineral argila - H+ + KCl Portanto o pH em água é mais elevado do que o pH em KCl. Se o sistema oxídico tem um balanço positivo de carga, a seguinte reação ocorre quando o pH é medido: OH- + H2O + - OH- + H2O + Cl+ + K+ + OH- óxido (Fe, Al) + - OH + KCl 208 Estas relações podem ser ilustradas graficamente desde que o total de cargas do solo seja determinado em uma faixa grande de pH. A Figura 101 mostra este as- Balanço das cargas de superfície (e.mg/100 g) pecto. Campinas (Orthox, Latossol Roxo) - 16 Ribeirão Preto (Udalf, Terra Roxa A Estruturada) A -8 B B 0 +4 +8 3 4 5 6 7 8 9 3 pH em 0,01 N 3 4 5 6 7 8 9 Na Cl Figura 101. Balanço de cargas na superfície do colóide dos horizontes A e B de dois solos com elevado teor de óxidos. OBS: círculo (o) = pH de campo atual destes solos. Um ∆pH negativo não significa total ausência de cargas positivas, ou seja, há um pequeno número de cargas positivas ocorrendo mesmo nestas condições. 9.8.4. Sistema silicatado recoberto pelos óxidos Existem sistemas que representam realmente os solos vermelhos tropicais, ou seja, solos com predominância de material caulinítico, haloisítico ou mineralogia mista. 209 As camadas de silicatos são parcialmente cobertas por uma fina camada de óxidos de ferro e alumínio; sua CTC é considerada baixa, pois algumas cargas negativas são balanceadas com as cargas positivas dos óxidos. Em alguns minerais 2:1, o rendimento de óxidos altera drasticamente as propriedades físicas de certos solos, pois não favorece a expansão e contração destes minerais. A figura abaixo ilustra o recobrimento, da camada de silicatos, pelos óxidos. recobrimento de óxido ++ Camada de Silicato pH 2 Balanço positivo + OH + - - pH 4 Balanço zero 0 - + OH - pH 8 Balanço negativo Embora a camada de silicato apresente balanço negativo de cargas, o recobrimento de óxido apresenta um balanço positivo de cargas com pH ácido. Portanto, a pH igual a 4 o balanço atinge o ponto zero, maior que 4, balanço negativo e menor que 4, balanço positivo. 9.8.5. Manejo da Capacidade de Troca Catiônica Uma CTC efetiva de no mínimo 3 emg/100 g é necessário para reter a maioria dos cátions contra a lixiviação. O aumento da CTC é importante, principalmente, nos solos tropicais onde há um alto grau de intemperismo dos minerais. Este aumento da CTC pode ser feito por dois processos: Calagem em solos ácidos e adição de matéria orgânica. 210 O nível mais indicado para a calagem ser efetuada é a pH 5,5 ou 6,0, valores superiores (como a pH7) podem ser prejudiciais os efeitos desta. A matéria orgânica contribui quase que totalmente, para o aumento da CTC, em solos com sistema oxídico, isto é, a manutenção da matéria orgânica é praticamente sinônimo da manutenção de CTC. 9.9. De que outras Formas os Minerais Coloidais Influenciam o Solo ? Existem outras propriedades e características do solo que são influenciadas pela mineralogia da fração argila, como a cor, estrutura, consistência, capacidade de reter água e superfície específica. 9.9.1. Óxidos de Fe e sua influência no solo Ocorrem nos solos os minerais: - Hematita (α Fe2O3) - Goethita (α FeOOH) - Lepidocrocita (δ FeOOH) - Ferridrita [Fe(OH)3 nH2O] - Maghemita (δ Fe2O3) - Magnetita (Fe3O4) Hematita e goethita são os minerais mais comuns em nossos solos e são estes que imprimem cores características aos solos. Hematita livre de goethita - solos de cores vermelhas intensas. Goethita livre de hematita-solos com coloração brunoamarelada. Hematita associada a goethita - domina a cor vermelha da primeira. Deve-se considerar outros agentes corantes do solo como matéria orgânica, óxidos de manganês e formas reduzidas dos óxidos de Fe. A cor originará a partir da 211 combinação dos diversos componentes presentes no solo. Mesmo assim, é possível estimar o tipo de óxido de Fe dominante. Seguindo as relações com a cor do solo: COR DOS ÓXIDOS DE FERRO (Seguindo a Tabela de cores de MUNSELL) Sintético Natural Cor Hematita 10R 5, 0R (vermelho) Goethita 7,5YR 7,5 YR(amarelado SOLOS COR Solos com Hematita 2,5 YR (vermelho) Solos com Hematita e 2,5 YR a 10 YR (verme- Goethita Solos com Goethita lho-amarelado) 10YR (amarelado) Em condições de excesso de água no solo o ambiente é de redução +++ (Fe Fe++) e a coloração tende a ser cinza, que pode misturar-se com ocre (ferridrita - lepidocrocita), vermelho (hematita) ou amarelo (goethita). Esta mistura de cores forma um “mosaico”, normalmente, chamado de “mosqueamento”. 9.9.2. Óxidos de Fe e Al e a estrutura do solo As partículas do solo (argila, silte e areia) encontram-se agrupadas formando agregados, os quais dão “estrutura” ao solo. Os óxidos de Fe e Al funcionam como agentes “cimentantes”. Portanto, solos com teores significativos de óxidos de Fe apresentam estrutura (arranjo dos agregados) do tipo granular pequena, muito estável. A estabilidade de um agregado refere-se a resistência à sua destruição quando submetido à agitação em água. Assim, agregado pouco estável, desfaz-se facilmen- 212 te, o que não ocorre com os pequenos agregados do solo cimentados por óxidos de Fe e Al, Latossolos Roxos são excelentes exemplos deste tipo de estrutura. 9.9.3. Óxidos de Fe e Al e adsorção de fosfatos Os Latossolos, solos tropicais ricos em óxidos de Fe e Al, fixam bastante o fósforo. É polêmica a questão de qual tipo de óxido de ferro fixa mais P, porém autores consideram que solos goethíticos tenham maior poder de fixação, devido ao menor tamanho e conseqüente maior superfície específica. 9.9.4. Filossilicatos do solo e algumas de suas propriedades A seguir, um resumo sobre as principais propriedades dos minerais de argila silicatados (filossilicatos) encontrados no solo e que afetam o comportamento deste (Tabela 27). Tabela 27. Principais propriedades dos filossilciatos do solo. Caulinita Illita Minerais Vermiculita interestrati- Esmectitas Clorita (Montmorilonita) ficados Tipo 1:1 2:1 2:1:1 (2:2) estrutura das camadas Substituição iso- - Si Si, Al Al, Fe, Mg Al Si, Al principalmente nos tetraedros Si, Al Al, Fe, Mg Si, Al Al, Fe, Mg principalmente nos tetras e 213 mórfica Expansão nos octaedros octaedros - - x xx xxx - x x xx xxx xxxx x x xx xxx xxxx xxx x x x xx xxx xxx x Capacidade de retenção de água Capacidade de Adsorção Plasticidade coesão, pegajosidade FONTE: SCHROEDER Observe o quadro acima e responda as seguintes questões grifando a resposta correta: Solo: Sistema silicatado, argiloso - plástico e pegajoso: pouco/muito - CTC: alta/baixa - capacidade de reter água: alta/baixa - agregados: grandes/muito pequenos - reserva mineral: grande/pequena/inexistente Procure responder às questões feitas para outras situações mineralógicas, associando sempre as características dos minerais da fração argila com o comportamento do solo. 9.10. Considerações Finais Considerando-se que os solos brasileiros podem ter mineralogia 2:1, 1:1, oxídica e os graus intermediários entre estas, e observando o Tabela 25 concluí-se que: a) As características físicas e químicas de um solo são regidas pelo tipo de mineral de argila predominante. 214 b) A dinâmica da água do solo é altamente afetada pelo tipo de mineral de argila predominante. c) Solos com mineralogia 2:1 deverão ser manejados de forma totalmente distinta quando ao seu preparo de solo e fertilização em relação a solos cauliníticos de mineralogia menos “ativa”. d) O aluno deverá estar sempre atento à importância da mineralogia dos solos, procurando sempre correlacionar os novos conceitos que serão apresentados em disciplinas posteriores (solos, fertilidade, pedologia, etc.) à base aqui apresentada. Mineralogia de Solos Física de Solos Química de Solos MANEJO Morfologia de Solos DO SOLO Classificação de Solos Biologia de Solos Figura 102. Interações da composição mineralógica do solo. 215 CAPÍTULO 10. SEQÜÊNCIAS 10.1. Seqüência Cronológica A seqüência básica de solos de idade (cronoseqüência). Por exemplo (Figura 103): Litossolos - Cambissolos - Solos com B textural - Latossolos Os solos são mais novos (menos intemperizados) em (a) e mais velhos (mais intemperizados) em (d). Se atividade bioclimática (ação dos organismos e do clima) for menos intensa, desde que a topografia seja a mesma, o solo será mais novo em cada umas das posições a, b, c, d, conforme a Tabela 28. O quadro exemplifica as tendências de ocorrência dos solos nos vários segmentos de paisagem, conforme a intensidade maior ou menor (em relação ao nível de referência) dos agentes bioclimáticos. No Nordeste brasileiro, por exemplo, onde a condição bioclimática é menos ativa, pode inexistir o Latossolo mesmo que, topograficamente, a paisagem seja suave, favorecendo, neste aspecto, um envelhecimento maior do solo. O grau de intemperismo aí não é pronunciado em razão da baixa intensidade dos fatores bioclimáticos, em relação ao intenso processo erosivo. Da mesma forma que a intensidade da atividade bioclimática pode modificar a idade relativa ou o grau de intemperismo de um solo, os outros fatores de formação do solo, como material de origem e tempo, também agem da mesma forma. 216 Neossolos Litólicos Neossolos Litólicos Cambissolos Solos com B textural a b Latossolos c d Fig 103. Ocorrência de solos de diferentes idades, de acordo com o relevo. As setas indicam o aumento da erosão e da pedogênese. Tabela 28. Influência da variação da atividade bioclimática na idade relativa do solo. Bioclima Segmentos da Paisagem a b Bioclima de c d Solos com B referência Litossolos Bioclima Afloramento de menos ativo rochas Litossolos Bioclima Cambissolos Solos com B mais ativo Cambissolos textural Latossolos Solos com B textural Cambissolos textural Latossolo I Latossolo II A erosão no sub-árido brasileiro é intensa, e há solos rasos mesmo em áreas bastante declivosas, não outra conclusão: a pedogênese, mesmo no subárido, pode ser muito acentuada nos solos rasos; caso contrário, a rocha estaria toda exposta. WHITESIDE (1953), por exemplo, distingue três parâmetros relativos à rocha de origem que interessam de perto à intemperização. São eles: a) composição química ou mineralógica; b) estrutura ou fábrica; c) granulometria. 217 As rochas ricas em minerais máficos são, em princípio, mais facilmente intemperizáveis do que as ricas em minerais félsicos, mas, mesmo aí, a estrutura ou fábrica pode inverter esta ordem. Minerais máficos são os minerais mais comuns nas rochas escuras como baslato, diabásico etc., tais como: olivinas, anfibólios, piroxênios e biotita. Estes minerais têm altos teores de Fe, Mg e elementos-traços. Assim, no Planalto de Viçosa e em outras regiões do Brasil, os solos originados de intrusões máficas (anfibolitos e diabásios) são mais novos (Terra Roxa Estruturada), apresentando até blocos de rocha, enquanto o gnaisse encaixante apresenta um profundo manto de intemperismo com material latossólico. A estrutura gnaissica aparentemente favorece a maior intemperização do gnaisse, apesar de os teores de minerais máficos serem maiores nas rochas máficas. Outro exemplo, talvez, mais interessante, é o que envolve o basalto e tufito. Ambos são rochas ricas em minerais máficos, mas o tufito (originado da consolidação de cinzas vulcânicas) não apresenta o aspecto massivo do basalto. O tufito intemperiza-se mais rapidamente. Para a mesma pedoforma, os solos de tufito são intemperizados que os originados de basalto. 10.2. Seqüência Litológica A seqüência cronológica é fundamental, é a que explica, por exemplo, as diferenças mais gerais entre os solos dos vários continentes. A seqüência litológica vem em seguida, em escala de importância. Em escala local ou regional a seqüência litológica assume, frequentemente, importância capital. Os arenitos, os basaltos (como no sul do país, estendendo-se até ao sul do Planalto Central), as ardósias, filitos e micaxistos (como nas áreas de Brasília e da Serra da Canastra), os quartizitos (como em muitos trechos do Espinhaço e da Chapada Diamantina), os calcários (como Irecê-BA, Bodoquena-MS, Apodi-RN, Arcos e Pains-MG etc.) imprimem características marcantes nos solos que originam. Para fins pedológicos, podem-se agrupar as rochas, segundo a Tabela 28. 218 Como quase sempre ocorre na natureza, há transições de ma classe para outra. Assim, as rochas pelíticas (rochas de granulometria muito fina) com maior teor de clacário, como nas margas, confundem-se pedologicamnete com o calcário. A Tabela 29, associada aos conhecimentos gerais de pedologia, indica alguns fenômenos muito interessantes: 1) os elementos químicos existentes nas rochas podem ser removidos com facilidade, como Ca, MG e K, ou podem ser até concentrados residualmente, como Fe, P e elementos traços. Assim, os solos originados de rochas máficas tendem a ser mais ricos em Fe, P, Co, Cu, e Zn; por outro lado, tendem a ser mais ricos em Fe, P, Co, Cu e Zn; por outro lado, tendem a ser mais pobres em B e Mo; 2) os teores de B tendem a ser maiores nos solos de rochas pelíticas. O B é mais concentrado nos sedimentos de origem marinha; 3) os solos originados de rochas psmíticas e graníticas tendem a ser os mais arenosos. Estas são as rochas mais ricas em quartzo (Qz); 4) a associação entre classe de solo e rocha de origem pode servir de elemento valioso para se predizer, no campo, ainda que de um a forma mais geral, os teores (ou níveis gerais) dos elementos que tendem a se concentrar residualmente. Isto, na prática, tem sido verificado, por exemplo, com Latossolo Roxo, originado de rochas máficas, e facilmente identificável no campo, por ser seu material atraído por um magneto. Mesmo quando sob cerrado e com baixíssimos teores de elementos disponíveis, responde muito bem a adubação relativamente simples. Tal não é o caso, por exemplo, com o Latossolo Vermelho-Escuro, desenvolvido de rochas pelíticas; 219 Tabela 29. Rochas agrupadas para fins pedológicos gerias, assim como uma idéia de sua composição química. Minerais Rochas principais Fe P K Ca Mg Co Cu Zn B Mn Fonte Granítica Fp Qz, Bt 2,2 0,08 3,36 1,5 0,6 4 20 50 9 1,2 (a)(2) Máfica Ca-Fp, Py, 8,7 0,11 0,83 7,6 4,6 48 87 105 5 1,5 (a) 4,4 0,07 2,66 2,2 1,5 19 45 95 100 2,6 (a) 0,7 0,3 x (3) 16 35 0,2 (a) Mt Pelítica Psamítica Ms, Fp, Qz Qz+cimento Ferruginosa Hm, Mt Calcária Cc, Dm, Ms, 1,0 0,02 1,07 49 0,05 0,01 299 24 24 0,4 0,04 0,27 30,2 4,7 0,1 4 20 2,7 0,09 2,45 1,2 1,1 (b) 20 0,4 (a) Fp, Qz Gnáissica Fp, Qz, Mi, 2,3 (c) Hb (1) Símbolos: Fp - feldspato (K); Qz - quartzo (SiO2); Bt - biotita (K, Mg, Fe); Ca-Fp - feldspato calcosó3+ 2+ dico (Ca, Na); Py - piroxênio (Ca, Mg); Mt - magnetita (Fe Fe O4); Ms - muscovita, mica branca ou malacacheta (K); o cimento das rochas psamíticas pode ser calc´rio,óxidos de Fe ou argila; Hm - hematita (Fe2O3); Cc - calcita (CaCO3); Dm-dolomita (Mg, CaCO3); Mi - micas, incluindo biotita e muscovita; Hb - hornblenda. (2) (a) TUREKIAN & WEDEPOHL (1962); (b) Concreções de solos originados de Itabirito, do Quadrilátero Ferrífero (SOARES, 1980; FONTES et al., 1985; (c) dados compilados por HUANG (1962). (3) X = ordem de magnitude de 1 dígito antes da vírgula. 5. as rochas pelíticas, em relação aos macroelementos de maior interesse, são ricas apenas em K, sendo pobres em Ca, Mg e P. Os baixos teores de bases (exceção do K) e a presença de muito Al na estrutura da muscovita (Ms) e do feldspato (Fp) fazem com que os solos jovens de rochas pelíticas tenham altos teores de Al trocável. Nos solos mais velhos de rochas pelíticas, os teores de Al na solução tendem a ser menores, pois há a formação de gibbsita e a vegetação natural reflete essas diferenças. Na área de Brasília, por exemplo, os solos dos topos das chapas são ricos em gibbsita e, apesar de a vegetação ser cerrado, ela é mais desenvolvida do que os campos cerrados e campos sujos dos solos mais acidentados. 6. dependendo do cimento, os arenitos (rochas psamíticas) podem dar origem a solos muito ricos. O arenito Bauru, com cimento calcário, no Estado de São Paulo, 220 origina um de seus melhores solos. No entanto, no Brasil existem áreas gigantescas de solos muito pobres originados de arenito. O estado do Piauí, por exemplo, associa, em seu território, grandes áreas de material psamítico, alternado com material pelítico. Os chamados GERAIS, dos Estados de Minas e da Bahia, são outro exemplo. Observações: Pedoforma - o aplainamento pode horizontalizar a paisagem, independentemente da rocha. Cor - O horizonte A é escuro, com grau de desenvolvimento e espessura variáveis. O excesso de água (falta de oxigênio) tende a favorecer a redução e retirada do Fe do sistema. Menores teores de Fe e clima mais úmido (mesmo sem deficiência de oxigênio) favorecem a formação de goethita, dando cor amarela (hematita ausente). Textura - solos mais novos são mais siltosos que os solos mais velhos. Nutrientes - solos de praticamente qualquer rocha pode ser pobre ou rico. Os mais velhos, tendendo aos Latossolos, são mais pobres. É importante observar que estas generalizações referem-se mais aos elementos que se concentram residualmente. Os elementos mais móveis, como Ca, Mg e K e as formas disponíveis dos que se concentram, são inferidos a partir das condições relativas à cronoseqüência, isto é, o basalto pode originar um solo pobre em Ca, no Planalto Central, enquanto no sertão do Seridó (RN), o granito, muito mais pobre em Ca (Tabela 10, pode originar um solo bastante rico em Ca. O mesmo basalto, como ocorre no Planalto Central, pode originar Latossolo Roxo sob cerrado (muito pobre em nutrientes) e, próximo, pode-se ter o Latossolo Roxo sob floresta (eutrófico, rico em nutrientes) ou mesmo a Terra Roxa Estruturada Eutrófica (relevo mais acidentado), um dos melhores solos do Brasil. 10.3. Modelo de Evolução dos Solos 221 Parece que os solos, como todas as coisas, modificam-se tendendo a um eqüilíbrio mais estável. Um solo novo, à semelhança de uma sucessão vegetal jovem (ecossistema imaturo), tem uma alta taxa de modificação por unidade de tempo. Os solos mais velhos modificam-se mais vagarosamente até atingirem talvez um estado de quase equilíbrio. Tendência à homogeneidade O solo é originado da rocha que sofreu modificações quando colocada sob novas condições energéticas - diferentes das presentes quando da sua formação. Isto é, intemperismo ou pedogênese. Os minerais que compõem as rochas têm resistência diferente às modificações. Na série de cristalização de Bowen - que representa também uma seqüência de resistência ao intemperismo, temos: Plagioclásio Ca Olivina a b c Quartzo Este sistema está sendo dividido arbitrariamente em três regiões a, b e c, representando cada qual um conjunto de minerais com resistência muito semelhante entre si, para facilitar o entendimento do modelo. 222 Os minerais do conjunto a são facilmente intemperizáveis. O do b têm resistência intermediária e os de c são muito resistentes. A taxa de modificação/tempo ou pedogênese por unidade de tempo, isto é ∆P/∆t vai ser variável conforme o conjunto de minerais (a, b ou c) envolvidos. Se for assumido que cada conjunto se modifica de um só vez, isto é, os minerais de um conjunto só começam a se intemperizar quando os minerais do conjunto anterior, menos resistentes já desapareceram, observa-se: I - ROCHAS MAGMÁTICAS a) t1, t2 e t3 - solos em 3 tempos de evolução diferentes Rochas: Diorito, riolito e granito. a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao in- temperismo. Os minerais a, b e c são respectivamente: plasioclásio, biotita e quartzo. tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes. O observador tx observa 2 solos: t1 e t2. 223 O solo t1 sofreu maior pedogênese que t2 , pois já foi intemperizado todos os minerais do grupo a, metade do grupo b e o grupo c ainda está na rocha. t2 - 1/3 a intemperizado, b e c O observador ty observa três solos - t1, t2 e t3. Nesta observação em: t1 -a e b totalmente intemperizados, c - começo do intemperismo. t2 - a totalmente intemperizado, 1/2 b intemperizado e c na rocha. t3 - 1/3 a intemperizado, b e c na rocha. O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3. Nesta observação em: t1 e t2 - completamente desenvolvidos (intemperizados). t3 - a totalmente intemperizados, 1/2 b intemperizado e c na rocha. b) Comparações entre Basalto e Granito: 1) Infiltração de água: O granito é uma rocha que possui cristais grandes que permitem facilmente que a água infiltre e atue como agente do intemperismo. O basalto possui cristais muito finos, tornando a rocha compacta e de difícil infiltração de água, prejudicando o intemperismo físico. 2) Tx= ∆P/∆T: O basalto forma solos mais rapidamente do que o granito, pois é uma rocha extrusiva e portanto fica mais exposta ao intemperismo. 3) Tx= ∆E/∆T: O basalto, sendo uma rocha extrusiva deverá sofrer maior erosão do que o granito que é uma rocha intrusiva e não fica exposta ao intemperismo. 4) Tx= ∆P/∆E: O basalto possui uma maior pedogênese porque é constituído por uma conjunto de minerais que são facilmente intemperizáveis. 224 O granito é uma rocha que também possui uma maior pedogênese em comparação à erosão, pois é uma rocha intrusiva possuindo uma cobertura de solo e sofre intemperismo lentamente. 5) Quanto à declividade o granito é sujeito a uma maior declividade do que o basalto. O basalto possui uma maior profundidade do solo do que o granito, porque os minerais que o constituem são mais facilmente intemperizáveis (rocha extrusiva). O granito por sofrer intemperismo lentamente, perde menos nutrientes que o basalto, conferindo uma maior quantidade de biomassa na floresta. I - ROCHAS SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS a) t1, t2 e t3 - solos em 3 tempos de evolução diferentes, Rochas: Filito, migmatito e arenito. a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao in- temperismo. Os minerais a, b e c são respectivamente: plasioclásio, biotita e quartzo. tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes. 225 O observador tx observa 2 solos: t1 e t2. O solo t1 sofreu maior pedogênese que t2 , pois já foi intemperizado todos os minerais do grupo a, metade do grupo b e o grupo c ainda está na rocha. t2 - 1/3 a intemperizado, b e c O observador ty observa 3 solos - t1, t2 e t3. Nesta observação em: t1 -a e b totalmente intemperizados, c - começo do intemperismo. t2 - a totalmente intemperizado, 1/2 b intemperizado e c na rocha. t3 - 1/3 a intemperizado, b e c na rocha. O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3. Nesta observação em: t1 e t2 - completamente desenvolvidos (intemperizados). t3 - a totalmente intemperizados, 1/2 b intemperizado e c na rocha. b) Comparações entre Arenito e Quartzito: 1) Infiltração de água: O arenito possui uma maior infiltração de água que o quartzito, pois é uma rocha psamítica de fragmentos maiores e são facilmente intemperizáveis. 2) Tx= ∆P/∆T: O arenito possui uma maior pedogênese em função do tempo do que o quartzito, pois possue agentes cimentantes que são facilmente intemperizáveis. 3) Tx= ∆E/∆T: O quartzito tem maior tendência à erosão do que o arenito, porque possui grande quantidade de sílica (resistente ao intemperismo). 4) Tx= ∆P/∆E: O arenito possui maior pedogênese e é mais fácil intemperizado. O quartzito possui maior erosão e é uma rocha de difícil intemperismo, não forma solos e fica muito tempo exposta. 226 5) Quanto à declividade o arenito é sujeito a uma maior declividade do que o quartzito, devido a sua mineralogia (agentes cimentantes). O quartzito possui uma maior profundidade do solo, pois tem maior tendência à erosão e maior quantidade de pastagem nativa (presença de mais nutrientes). 227 CAPÍTULO. 11 – NOÇÕES SOBRE O TEMPO GEOLÓGICO 11.1 O Tempo Geológico A preocupação com a história da Terra começou no momento em que os cientistas perceberam que os elementos da paisagem se modificavam lentamente. No mundo ocidental, até meados do século XVII, acreditava-se que a Terra tivesse apenas alguns milhares de anos. Só na segunda metade do século XVIII que estudos geológicos mostraram que em muitos locais existiam camadas sucessivas de rochas sedimentares que continham cada uma, fósseis característicos. Os princípios de que as rochas sedimentares se depositavam horizontalmente camada após camada e que as camadas inferiores eram mais velhas que as superiores foram aceitos no século XIX e através desses princípios estabeleceu-se uma seqüência das rochas com seus fósseis desde as mais antigas até as mais modernas (coluna estratigráfica). O tempo total da coluna geológica conhecida foi quantificado através do uso de elementos radioativos que se desintegravam perdendo partes do seu núcleo atômico, transformando-se, desse modo, em outros elementos mais estáveis. Os elementos que se desintegravam eram denominados de pai e o resultado, filho. O método de datação radiométrica constituía basicamente em determinar a relação pai e filho em um mineral. Conhecendo-se a meia-vida era possível calcular a idade do mineral. Os principais métodos utilizados foram Urânio - Chumbo, Potássio-Argônio e Rubidio-Estrônico, sendo o primeiro o elemento pai e o segundo o elemento filho. 14 Atualmente utiliza-se o método do C , que mede a quantidade desse isótopo de car12 bono contido nos restos orgânicos. A proporção de C 14 eC permanece constante no orga- nismo vivo, mas quando o indivíduo morre o C14 se desintegra com uma média de vida de 14 5730 anos. Com a determinação da proporção de C nos restos orgânicos é possível esta- belecer-se o tempo transcorrido após a morte do indivíduo. 228 11.2 Esboço Geológico do Brasil Geralmente, reconhecem-se três tipos principais de estruturas geológicas no globo terrestre: Escudos cristalinos ou maciços antigos: são compostos por rochas cristalinas (ígneas ou magmáticas e metamórficas), constituindo estruturas bastante resistentes e rígidas. De idades geológicas bem antigas, da era Pré-Cambriana (Arqueozóico e Proterozóico) e da Paleozóica, dão origem a relevos planálticos. Bacias Sedimentares: são mais recentes que os escudos, datando das eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica. Constituídas por detritos que aí se acumularam, compondose, assim, de rochas sedimentares, dão origem a planícies ou planaltos sedimentares. Dobramentos modernos: são áreas que no período Terciário (era Cenozóica) sofreram grandes dobramentos (elevações do terreno, em conseqüência de pressões vindas do interior do planeta). Dão origem a relevo montanhoso, constituindo as grandes cadeias de montanhas jovens ou terciárias do globo: os Alpes, os Andes, o Himalaia, as Rochosas, etc. No Brasil, como não existem os dobramentos modernos, a estrutura geológica é constituída por escudos cristalinos, que abrangem cerca de 1/3 ou 36% do território nacional, e por bacias sedimentares, que ocupam cerca de 2/3 ou 64% do total do país. 11.3 Bacias Sedimentares Origem das bacias: o embasamento consolidado, de estrutura siálica, começou sua lenta declinação após o ciclo tectônico-orogênico-taconiano (fins de Ordoviciano). É provável que no Ordoviciano Superior o mar procedente da porção andina tenha invadido a plataforma, propiciando depósitos com as mesmas características daqueles existentes na Bolívia e Paraguai. Tais depósitos constituem a Formação Trombetas na Bacia Amazônica. Na Bacia do Maranhão, o Siluriano é representado por arenitos continentais caoliníticos e folhelhos esparsos da Formação Serra Grande e, na Bacia do Paraná, está representado pela Formação Vila Maria, constituída de pelitos e arenitos marinhos, contendo pelecipodas, gasterópodos e branquiópodos entre outros fósseis. 229 No Devoniano, as três bacias foram invadidas pelo mar, depositando-se arenitos e folhelhos com fauna marinha características. Na Bacia do Paraná, a Formação Furnas consiste de arenitos esbranquiçados médios a grosseiros, quartzo com matriz caulinítica. Sua espessura está entre 200 e 300 m. No Estado de Goiás, a Formação Vila Maria, passa transicionalmente para os arenitos da Fromação Furnas, enquanto, no restante da Bacia, este assenta diretamente sobre o embasamento a partir de um conglomerado basal. É recoberta, na maior parte da bacia, pela Formação Ponta Grossa, que consiste num folhelho síltico, cinza-escura, micáceo, com eventuais intercalações arenosas. Enquanto a Formação Furnas é afossilífera, a Formação Ponta Grossa é rica em branquiópodos, moluscos equinodermes, trilobitas, e outros invertebrados marinhos. Na Bacia do Amazonas, o Devoniano está representado pelos folhelhos, siltitos e arenitos fluviais deltaicos da Formação Maecuru e pelos pelitos cinza esverdeados marinhos de Fromação Ererê. A Formação Aruá está representada por arenitos, folhelhos e diamictitos. A Formação Ererê apresenta uma fauna bem diversificada de tribolitas, branquiópodos, erinóides, gasterópodos, microfósseis e restos vegetais. Os ambientes depositais são considerados planícies de marés e deltaicos. A Formação Arurá, com tilitos de textura heterogênea, expressa a galciação paleozóica naquela área. Os arenitos são de ambientes fluvial e marinho pós-glaciais. Na Bacia do Maranhão, ocorrem três Formações: Cabeça, Longá e Poti, representadas por folhelhos, arenitos e siltitos marinhos litorâneos, passando no topo para deltaicos e, finalmente, para continentais. Período Carbonífero Na Bacia do Paraná, o Carbonífero é representado pelo Grupo Tubarão, cujos principais componentes litológicos são os arenitos, siltitos, folhelhos argilosos e síltico-arenosoargilosos, ritmitos, diamictitos e tilitos. A parte inferior deste grupo é abrangida pelo Subgrupo Itararé que é, em grande parte, de origem glacial e periglacial. Nas áreas do Baixo e Médio Amazonas depositaram-se durante o Carbonífero Inferior os arenitos da Formação Faro. No final do Carbonífero originaram-se dolomitos e anidritos 230 intercolados por folhelhos e arenitos da Formação Itaituba e arenitos cinza-esverdeados da Formação Monte Alegre. Na Bacia do Maranhão, a Formação Poti, com arenitos conglomeráticos, anidrita e folhelhos marinhos, é sobreposta discordantemente por arenitos vermelhos da Formação Piauí. Período Permiano A sedimentação permiana tem caráter predominantemente pelítico com siltitos, folhelhos e calcários, tectonicamente calma. No final do período começaram a se depositar camadas vermelhas de origem continental no Sul e evaporitos nas bacias do norte. A sedimentação do Subgrupo Itararé na Bacia do Paraná prossegue e compõe-se de arenitos amarelos siltitos e folhelhos intercalados por diamictitos e representa as partes média e superior da unidade. Depositou-se na Bacia do Amazonas, durante o Permiano, uma sucessão de folhelhos, siltitos e calcários intercalados com halita, anidrita e gipsita. O Permiano Superior compreende siltitos, folhelhos e arenitos intercalados com calcários e sílex predominantemente vermelhos. Na Bacia do Maranhão, o Permiano é caracterizado por siltitos folhelhos cinzaesverdeados com finos níveis de sílex, além de camadas vermelhas e evaporitos. Mezosóico - Cenozóico Desde os primórdios do Mezosóico iniciaram-se as atividades ígneas na Bacia do Amazonas que, descontinuamente, prosseguiram até o fim do Cretáceo, quando recomeça a deposição clástica. Na Bacia do Maranhão, deposita-se inicialmente arenitos avermelhados e brancos, friáveis, com estratificação cruzada. Sobre esta seqüência, ao sul, segue-se uma fase de atividade ígnea básica com intrusões denominada Formação Mosquito. Esse derrame de lavas foi coberto por arenitos cinza-esverdeados com argilitos, folhelhos e calcários. 231 A sedimentação foi novamente recoberta por lavas básicas e intrusões generalizadas da Formação Sardinha. A sedimentação é reiniciada e prossegue com arenitos e conglomerados basais da Formação Grajaú. A deposição Mezosóica na Bacia do Paraná é iniciada com sedimentação de natureza lacustre fluvial no sul - Formação Rosário do Sul, a qual consiste de lamitos e arenitos vermelhos. Na porção central e norte da Bacia seguem-se arenitos fluviais da Formação Perambóia superpostos pela Formação Botucatu, esta última já em ambiente eólico. No início do Jurássico toda a bacia é um imenso deserto, propiciando deposição de arenitos eólicos e outros depósitos típicos. Já no Jurássico iniciam-se as atividades ígneas básicas da Formação Serra Geral, com espessos derrames basálticos, perdurando até o final do Cretáceo. Localmente, sobrepostos aos derrames de basaltos, ocorrem depósitos arenosos e sílticosarenosos das Formações Caiuá, Bauru e Tupacipitã. São geralmente depósitos subaquáticos e parcialmente eólicos, distribuídos no noroeste do Paraná, sudoeste de São Paulo e Rio Grande do Sul. Durante o Cretáceo Inferior, com o desenvolvimento dos processos tectônicos que resultariam na separação entre África e Brasil, foram definidas outras bacias de pequeno porte como Marajó, Potiguar, Pernambuco, Paraíba, Bahia, Espírito Santo, Rio de Janeiro e outras. 11.4 Geologia do Estado de São Paulo No entendimento geral da sucessão estratigráfica da geologia do Estado de São Paulo, sempre foi utilizada uma divisão geral em Embasamento Cristalino Pré-Cambriano (Proterozóico) e os sedimentos Fanerozóicos da Bacia Sedimentar do Paraná (Figura 76). A essa sucessão estratigráfica aflorante de leste para oeste, relacionam-se os grandes traços geomorfológicos do Estado, derivados, primordialmente, por erosão diferencial, onde as principais divisões representam rochas agrupadas em determinados intervalos do tempo geológico (Tabela 34). Dessa maneira, verifica-se que o Planalto Atlântico está na área das rochas cristalinas no Proterozóico, a Depressão Periférica nas rochas sedimentares do Paleozóico (Carbonífero-Permiano), e início do Mesozóico (Triássico) a Cuesta Basáltica, nos sedimentos e vulcânicas do Triássico-Cretáceo inferior e o Planalto Ocidental sobre os sedimentos do Cretáceo superior-Terciário (figura 105). Cerca de 80% (aproximadamente) do Estado de São Paulo está inserido dentro da Bacia Sedimentar do Paraná, uma bacia cratônica, que encontra-se preenchida por rochas 232 sedimentares e vulcânicas, perfazendo uma espessura máxima conhecida de 6.000 metros (na região de Cuiabá Paulista, SP, no Pontal do Paranapanema), cujas idades variam do Paleozóico Inferior até o Cenozóico. Sua área total no Brasil e países vizinhos do cone sul abrange 1.700.000 Km2. O Estado de São Paulo ocupa posição vizinha à sua margem nordeste perfazendo mais da metade da área total do Estado e todo interior do mesmo (Figura 104). Os sedimentos e rochas vucânicas associadas da Bacia do Paraná no Estado ocupam a área de três das cinco divisões geomorfológicas, a saber: Depressão Periférica, Cuestas Basálticas e Planalto Ocidental (Figura 106). A área percorrida abrange os Grupos Tubarão (Formação Itararé), Grupo Passa Dois (Formação Iratí e Corumbataí), Grupo São Bento (Formação Serra Geral) e o Grupo Bauru (Formação Adamantina e Marília). Figura 76- Distribuição das unidades litoestratigráficas no Estado de 1981a). Figura 104 – Distribuição das unidades litoestratigráficas no Estado de São Paulo (Adaptado de IPT, 1981a). 233 Figura 105 – Divisão Geomorfológica do Estado de São Paulo (Adaptado de IPT, 1981b). Figura 106 – Perfil Geológico-Geomorfológico de E-W do estado de São Paulo (Modificado do IPT, 1981b). 234 Coluna Estratigráfica da Bacia do Paraná 235 MINERAIS PRIMÁRIOS E SECUNDÁRIOS HEMATITA BAUXITA MUSCOVITA BRASILIANITA ANIDRITA AUGITA GOETHITA BIOTITA PIRITA CIANITA MAGNETITA DIAMANTE QUARTZO CASSITERITA FLUORITA GALENA CAULINITA APATITA TALCO DOLOMITA CALCITA ORTOCLÁSIO PIROLUSITA ANORTITA OLIGOCLÁSIO CLORITA BRUCITA CÓRIDON GESSO MICA TURMALINA GRAFITA SIDERITA OLIVINA HORBLENDA 236 BIBLIOGRAFIA CONSULTADA BESOAIN, ª Mineralogia de Arcillas de Suelos. IICA; San José, Costa Rica, 1985. p. 737-922. Bueno, C.R.P. Geologia e Mineralogia FUNEP. Jaboticabal, 2005, 185 p. (Apostila). CHERSWORTH, W. The residua system of chemical weathering: a model for the chemical breakdown of silicate rocks at the surface of earth. J. Soil Sci. 24(1):6881, 1973. GOLDICH, S.S. A study of Roch weathering. J. Cool. Ed. 46°. 1938. p. 17-58. HUANG, W.t. Petrology. New York, Mc Graw-Hill Book, 1962. 480p. JACKSON, M.L. Clay transformations in soil genesis during the quarternary. P. 1522, 1964. MILOVSKI, A.V. & KONONOV, O.V. Mineralogy. Mir Publishers Moscow. 1985. P. 288-296. MONTEITH, J.L. The heat balance of soil beneath crops. In: Symposium zone res. Climatology and microclimatology, 11° Camberra, UNESCO. Proceedings, London, 11:123-128. 1958. PASCHOAL, A.D. A instabilidade dos ecossistemas agrícolas. Ciência Hoje, 5(28):42-43. 1987. POPP, J.H. Geologia Geral. 4° Edição, Rio de Janeiro, São Paulo: LTC, 1939. 299p. 237 POPP, J.H. Geologia Geral. 5° Edição, Rio de Janeiro, São Paulo: LTC, 1998. RESENDE, M. Caracterização dos solos tropicais brasileiros. In: CURSO DE ESPECIALIZAÇÃO POR TUTORIA À DISTÂNCIA, AGRICULTURA TROPICAL. Modulo 2: Os solos Tropicais, Brasília, 1989 182p. (* 1998 e não 1989) RESENDE, M. CURI, N.; RESENDE, S.B.; CORRÊA, G.F. Pedologia: base para a distinção de ambientes. Viçosa NEPUT, 1995, p.299-336. TUREKIAN, K.K. & WEDEPOHL, K.H. Distribuion of the elements in some major units of the earth´s crust. Geological Society of America Bull v. 72:175-192. 1962. Sites: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/; extraído em: 05/07/2005. http://www.rc.unesp.br/igce/petrologia/nardy/bdindice.html; extraído em: 04/07/2005. http://www.unb.br/ig/glossario/ilustracoes.html; extraído em: 04/07/2005. http://www.geo.unimib.ib.it/photo/ , extraído 04/07/2005. http://www.ut.ee/BGGMminer, extraído 04/07/2005. http://WWW.dct.uminho.pt/rpmic/mt4_maohtml, extraído 04/07/2005.