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UNIVERSIDADE FEDERAL DE MINAS GERAIS
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM GEOGRAFIA
FREDERICO FERNANDES DE ÁVILA
ANÁLISE DA COBERTURA PEDOLÓGICA EM UMA
TOPOSSEQUÊNCIA NA BACIA DO CÓRREGO DOS
PEREIRAS - DEPRESSÃO DE GOUVEIA/MG
BELO HORIZONTE - MG
2009
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FREDERICO FERNANDES DE ÁVILA
ANÁLISE DA COBERTURA PEDOLÓGICA EM UMA
TOPOSSEQUÊNCIA NA BACIA DO CÓRREGO DOS
PEREIRAS - DEPRESSÃO DE GOUVEIA/MG
Dissertação apresentada ao Programa de
Pós-graduação em Geografia, do Instituto
de Geociências da Universidade Federal
de Minas Gerais, como requisito parcial
para obtenção do título de mestre em
Geografia.
Área de Concentração: Análise Ambiental
Orientadora: Drª. Vilma Lúcia Macagnam Carvalho
BELO HORIZONTE – MINAS GERAIS
DEPARTAMENTO DE GEOGRAFIA - IGC/UFMG
2009
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A958a
2009
Ávila, Frederico Fernandes de.
Análise da cobertura pedológica em uma topossequência na Bacia
do Córrego dos Pereiras - Depressão de Gouveia/MG. - 2009.
133 f., enc. : il. (algumas color.), mapas (alguns color.), tabs.
Orientadora: Vilma Lúcia Macagnam Carvalho.
Dissertação (mestrado) - Universidade Federal de Minas Gerais, Instituto
de Geociências, 2009.
Área de concentração: Análise Ambiental.
Bibliografia: f. 121-127.
Inclui anexos.
1. Ciência do solo – Teses – Gouveia (MG). 2. Geografia do solo –
Teses. 3. Solos – Formação – Teses – Gouveia (MG). 4. Morfogênese. –
Teses. I. Carvalho, Vilma Lúcia Macagnam. II. Universidade Federal de
Minas Gerais, Instituto de Geociências. III. Título.
CDU: 911.9:631.48
AGRADECIMENTOS
Agradeço primeiramente ao Tempo, que no decorrer das eras geológicas, nos 4,5
bilhões de anos de continuas interações ambientais na existência do planeta Terra,
permitiu surgimento da vida e posteriormente a do ser humano, podendo eu estar aqui e
vivenciar a existência, topando com as dificuldades, facilidades, dores e felicidades e
tendo a oportunidade de a cada dia me superar.
Aos meus pais, Ilson e Sônia, pelo apoio afetivo, financeiro e moral, e aos meus
irmãos Fernanda, Fábio e Fabrício, que desde a minha decisão de vir para Belo
Horizonte sempre incentivaram e demonstraram admiração pela minha coragem.
Também cabe citar meus sobrinhos Luiz Fernando, Isabela, Leonardo e mais
recentemente Ana Júlia, que o simples fato de existirem já me fazem feliz, me dando um
grande apoio.
À professora Vilma, a grande responsável pela minha entrada no mestrado no
IGC/UFMG e a minha vinda para Belo Horizonte, que sem mesmo me conhecer aceitou
me orientar. Grato pela confiança, apoio e amizade. Sempre que precisei demonstrou-se
disposta a orientar, um exemplo de orientadora. Concordo com os comentários dos
alunos pelos corredores do IGC, “a Vilma é uma mãezona”.
Aos integrantes da disciplina de pós graduação em geografia “Metodologia de
Pesquisa em Geomorfologia” do 1° semestre de 2008, pelo grande apoio ao trabalho de
campo durante a coleta das amostras e pelos vários momentos de discussão,
contribuindo essencialmente para a elaboração da dissertação.
Ao Leonardo Rocha, grande amigo nesses dois anos de mestrado, imprescindível
nos trabalhos de campo, sendo, praticamente, em vários momentos o meu “co-
orientador”.
Aos responsáveis pelos diversos laboratórios no qual fiz as análises para esta
pesquisa, todos sempre demonstraram boa vontade.
A todos os meus amigos, tanto os de Goiânia quanto os de Belo Horizonte, que de
tão “gente boa” que são me auxiliaram proporcionando vários momentos de alegria e
desestress.
Ao corpo docente do programa de pós graduação em Geografia do IGC/UFMG,
principalmente os da área de Geomorfologia e Pedologia, com quem pude obter
conhecimentos essenciais para o desenvolvimento desta dissertação.
Á Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES) por
ter me disponibilizado uma bolsa de estudo, primordial ao desenvolvimento desta
pesquisa e da minha manutenção em Belo Horizonte nesses dois anos.
RESUMO
O conhecimento da organização e origem alóctone ou autóctone da cobertura
pedológica, sobretudo em escala de vertente, fornece instrumentos para avaliar as
formas pelas quais se dá a evolução do relevo e dos perfis de intemperismo. O estudo
em topossequência da morfologia do solo fornece grandes subsídios a este
conhecimento, auxiliando na compreensão do comportamento e funcionamento dos
solos. Neste sentido, o objetivo desta pesquisa é analisar a organização da cobertura
pedológica em uma vertente do córrego dos Pereiras e verificar qual o papel e a
importância dos processos geoquímicos e pedogenéticos na evolução geomorfológica da
área da Depressão de Gouveia. Esta pesquisa é essencialmente empírica e foi
desenvolvida em três etapas: gabinete; trabalho de campo; e laboratório. A etapa de
gabinete compreendeu-se por fazer um levantamento teórico e cartográfico das
características ambientais da área e fotointerpretação. Os trabalhos de campo seguiram
a metodologia de Boulet (1988), baseada no levantamento de topossequência com a
abertura de quatro perfis, fazendo a descrição morfológica e coleta de amostras
deformadas e indeformadas. As atividades de laboratório compreenderam a realização
de sete análises: granulometria; ataque sulfúrico; pH; química total; mineralogia; razão
Zr/quartzo e Zr/Ti; e micromorfologia. A vertente estudada possui aproximadamente 800
m de comprimento, é suavemente convexa e de inclinação crescente em direção à base.
Todos os quatro perfis foram classificados como Latossolos e a principal característica
identificada que os diferencia é a cor, o que se levou a serem classificados como:
Latossolos Vermelho; Amarelo, e Vermelho-Amarelo. As principais variações encontradas
na cobertura pedológica da topossequência foram identificadas nos litopedodomínios.
Todos os dados levam a interpretação de que a movimentação hídrica vertical na
topossequência predomina sobre a lateral, atestada pela grande profundidade do manto
de intemperismo, mostrando estar em alto estado de equilíbrio com a topografia atual. Os
dados mostram também filiação genética do manto de intemperismo ao substrato
rochoso in situ, tendo o processo de evolução pedogeomorfológica da topossequência
evoluida a partir do modelo oferecido pela teoria da etchplanação. A superfície de
intemperismo basal é atestada pela grande atividade dos processos subsuperficiais
desagregando material para a ação da superfície exumada de lavagem, que rebaixa o
relevo através dos processos mecânicos de escoamento pluvial, remobilizando material
vertente abaixo. Características encontradas na topossequência levam a crer que a
estrutura pedológica da região pode ainda estar se ajustando ao encaixamento da rede
de drenagem do Ciclo Paraguaçu, pois a decaptação dos horizontes superiores da alta
vertente e a presença de uma voçoroca, podem ser indícios de uma incipiente
instabilidade.
ABSTRACT
Knowledge of the organization and allochthonous or autochthonous origin of the
pedological cover, especially in a slope scale, provide tools to evaluate the ways that the
relief and the weathering profiles develop. The studies about soil toposequence
morphology provide many subsidies to these studies, as it helps us to understand the soil
behavior and its functions. In this way, the aim of this research is to analyze the
organization of the pedological cover in one of the slopes of the Pereiras’ stream and
verify the importance and role of the geochemical and pedogenetic processes in the
geomorphological evolution in the Gouveia Depression. This research is mainly empirical
and it was developed in three stages: office, fieldwork and laboratory. In the first stage a
theoretical mapping survey, of the environmental characteristics of the area and the
photointerpretation, was developed. The fieldworks followed the Boulet (1988)
methodology which is based on the toposequence survey with an opening for four
sections to collect deformed and undeformed samples and to generate a morphological
description. The laboratory activities include the organization of seven tests: size; attack
sulfuric; pH; total chemistry; mineralogy; ratio Zr/quartz and Zr/Ti; and micromorphology.
The slope studied is approximately 800 metres in length and it is slightly convexed with an
increasingly inclination towards the base. All of the four soil profiles were classified as
Latosols (Oxisols) and the main identified feature to discriminate them is the color, which
was classified as Red Latosols; Yellow Latosols and Red-Yellow Latosols. The mainly
found variations in the toposequence pedological cover were identified in the
lithopedodomain. All the data lead to the interpretation that the vertical water movement in
the toposequence has a lateral predominance, as it was demonstrated by the deep
weathering mantle that showed to be highly equilibrated with the current topography. The
data also shows a genetic affiliation of the weathering mantle with the rocky substrate in
situ, the toposequence pedogeomorphological evolution process evolved from the model
offered by the Etchplanation Theory. The weathering basal surface is shown by the great
activity of subsurface processes to disintegrate material for the surface exhumed washing
action, which lowers the relief by the mechanical processes of runoff, remobilizing material
slope below. The found features in the toposequence suggests that the pedological
structure for the region may still be adjusting to the embedding of the drainage network
Paraguaçu Cycle, because the removal of material from the upper horizons of the high
slope and the presence of a gully may signalize a incipient instability.
SUMÁRIO
RESUMO ............................................................................................................................. 3
ABSTRACT ......................................................................................................................... 4
1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................... 11
1.1 OBJETIVO GERAL .................................................................................................. 12
1.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS ................................................................................... 12
2. REVISÃO TEÓRICA E CONCEITUAL ...................................................................... 14
2.1 SOLOS: GÊNESE E EVOLUÇÃO ........................................................................... 14
2.1.1 Material de Origem ........................................................................................... 15
2.1.2 Clima ................................................................................................................. 18
2.1.3 Organismos ...................................................................................................... 19
2.1.4 Tempo ............................................................................................................... 19
2.1.5 Relevo ............................................................................................................... 20
2.2 PEDOGÊNESE E MORFOGÊNESE ....................................................................... 22
2.2.1 Etchplanação .................................................................................................... 24
2.2.2 Processos e Materiais de Vertente ................................................................... 26
2.3 ANÁLISE ESTRUTURAL DA COBERTURA PEDOLÓGICA .................................. 28
2.3.1 ΔpH ................................................................................................................... 30
2.3.2 Determinação da Razão Zircônio/Quartzo e Zr/Ti ............................................ 31
2.3.3 Micromorfologia de Solos ................................................................................. 33
3. ASPECTOS FÍSICOS REGIONAIS E LOCAIS ......................................................... 36
3.1 ESTRATIGRAFIA E GEOTECTÔNICA DA SERRA DO ESPINHAÇO MERIDIONAL
....................................................................................................................................... 36
3.1.1 Estratigrafia ....................................................................................................... 38
3.1.2 Geotectônica ..................................................................................................... 40
3.1.3 Geomorfologia .................................................................................................. 42
3.2 CARACTERIZAÇÃO AMBIENTAL DA DEPRESSÃO DE GOUVEIA...................... 43
3.2.1 Localização ....................................................................................................... 43
3.2.2 Geologia ........................................................................................................... 44
3.2.3 Geomorfologia .................................................................................................. 46
3.2.4 Pedologia .......................................................................................................... 49
3.2.5 Clima ................................................................................................................. 51
3.2.6 Cobertura Vegetal e Uso/Ocupação do solo .................................................... 52
3.2.7 Hidrografia ........................................................................................................ 54
3.3 CARACTERIZAÇÃO AMBIENTAL DA BACIA DO CÓRREGO DOS PEREIRAS ... 55
4. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS .................................................................. 59
4.1 GABINETE ............................................................................................................... 59
4.2 TRABALHOS DE CAMPO ....................................................................................... 60
4.3 ATIVIDADES DE LABORATÓRIO .......................................................................... 62
4.3.1 Análise Granulométrica..................................................................................... 62
4.3.2 Análise Química Total ....................................................................................... 62
4.3.3 Mineralogia ....................................................................................................... 63
4.3.4 Ataque Sulfúrico ............................................................................................... 63
4.3.5 Análise de pH ................................................................................................... 64
4.3.6 Razão Zr/Quartzo e Zr/Ti .................................................................................. 64
4.3.7 Micromorfologia ................................................................................................ 65
5. RESULTADOS ........................................................................................................... 67
5.1 DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA ............................................................................... 67
5.1.1 Perfil 1 ............................................................................................................... 68
5.1.2 Perfil 2 ............................................................................................................... 70
5.1.3 Perfil 3 ............................................................................................................... 71
5.1.4 Perfil 4 ............................................................................................................... 72
5.2 ORGANIZAÇÃO BIDIMENSIONAL DA TOPOSSEQUÊNCIA ................................ 73
5.3 ASPECTOS FÍSICOS GRANULOMÉTRICOS ........................................................ 76
5.4 ASPECTOS QUÍMICOS E MINERALÓGICOS ....................................................... 81
5.4.1 pH e ΔpH .......................................................................................................... 82
5.4.2 Química total ..................................................................................................... 84
5.4.3 Ataque Sulfúrico ............................................................................................... 87
5.4.5 Mineralogia ....................................................................................................... 91
5.4.6 Razão Zr/Quartzo e Zr/Ti .................................................................................. 95
5.5 MICROMORFOLOGIA DOS SOLOS .................................................................... 100
5.5.1 Proporção entre Esqueletos, Plasma e Poros ................................................ 100
5.5.2 Pedalidade e Trama ....................................................................................... 103
5.5.3 Fundo Matricial ............................................................................................... 104
5.5.4 Feições Pedológicas ....................................................................................... 108
5.6 EVOLUÇÃO PEDOGEOMORFOLÓGICA ............................................................. 112
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS ..................................................................................... 118
7. REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA ............................................................................. 121
ANEXO I - Ficha de descrição de solos em campo. ................................................... 128
ANEXO II – Ficha de descrição micromorfológica de solos ...................................... 130
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1: Interação dos fatores de formação do solo. ...................................................... 14
Figura 2: Predomínio de componente perpendicular, caracterizando os meios em
biostasia............................................................................................................................. 23
Figura 3: Predomínio da morfogênese, caracterizando os meios em resistasia. ............. 24
Figura 4: Um exemplo de uma superfície sofrendo o processo de etchplanação,
demonstrando a superfície exumada de lavagem na porção superficial e superfície de
intemperismo basal em subsuperficie. .............................................................................. 26
Figura 5: Método de implantação da trincheiras num estudo de topossequência. ........... 30
Figuras 6 A e 6 B: Xisto com características preservadas e solto na massa do solo. ..... 35
Figura 7: Mapa de localização da Serra do Espinhaço Meridional. .................................. 37
Figura 8: Representação da evolução geotectônica do Rifte Espinhaço. ........................ 40
Figura 9: Extensão do Espinhaço Meridional no Brasiliano e Triássico/Jurássico. .......... 42
Figura 10: Mapa de localização da Depressão de Gouveia em relação aos municípios de
Gouveia, Datas e às bacias dos ribeirões da Areia e do Chiqueiro. ................................. 44
Figura 11: Mapa Geológico das bacias do Chiqueiro e Areia abrangendo a Depressão de
Gouveia. ............................................................................................................................ 45
Figura 12: Perfil Geomorfológico da Depressão de Gouveia ........................................... 47
Figura 13: Modelo Digital de Terreno e Hipsometria das bacias do Chiqueiro e da Areia.
........................................................................................................................................... 48
Figura 14: Mapa da Compartimentação Morfopedológica da Bacia do Chiqueiro. .......... 50
Figura 15: Diagrama Ombrométrico elaborado a partir dos dados da estação de Gouveia.
........................................................................................................................................... 52
Figura 16: Dois compartimentos de paisagem: áreas deprimidas de encostas suaves,
alongadas e com vegetação de cerrado degradado e matas ciliares; e domínios serranos
(ao fundo), de encostas íngremes e escarpadas com campo rupestre. ............................ 53
Figura 17: Bacia dos ribeirões do Chiqueiro e da Areia desaguando no Rio Paraúna e a
bacia do Córrego Rio Grande em destaque onde se encontra o Córrego dos Pereiras. .. 54
Figura 18: Mapa Geológico da Bacia do Córrego Rio Grande e o Córrego dos Pereiras
em destaque. ..................................................................................................................... 56
Figura 19: Mapa de solos da Bacia do Córrego dos Pereiras e a localização da
topossequência analisada. ................................................................................................ 57
Figura 20: Seção Transversal Litoestratigráfica do Vale do Córrego dos Pereiras.
Representativa na Bacia do Chiqueiro e na Depressão de Gouveia. ............................... 57
Figura 21: A e B – Coleta de amostras indeformadas diretamente da parede do perfil do
solo; C e D – Uso da caixa de Kubiena para coleta e armazenamento das amostras. ..... 61
Figura 22: Perfil topográfico e a localização dos perfis de solos e tradagens feitos na
topossequência. ................................................................................................................. 68
Figura 23: Perfil 1 e os cincos horizontes identificados. ................................................... 69
Figura 24: Perfil 2 e os cincos horizontes identificados em destaque. ............................. 71
Figura 25: Perfil 3, cor mais vermelha e os cincos horizontes identificados. ................... 72
Figura 26: Perfil 4 e os cincos horizontes identificados em destaque. ............................. 73
Figura 27: Representação bidimensional da cobertura pedológica da topossequência
levantada na vertente da bacia do Córrego dos Pereiras, de acordo com os dados
morfológicos. ..................................................................................................................... 75
Figura 28: Aumento dos valores de ΔpH entre os horizontes superiores para os inferiores
nos quatros perfis de solo estudados na topossequência. ................................................ 84
Figura 29: Tendência à diminuição dos valores de Ki e Kr à medida que se aprofunda
nos perfis de solo. .............................................................................................................. 89
Figura 30: Difratogramas de raios X de alguns horizontes dos quatro perfis de solo da
topossequência. ................................................................................................................. 93
Figura 31: Gráficos das razões Zr/quartzo e Zr/Ti aplicadas nos quatro perfis de solo
analisadas em topossequência neste trabalho. ................................................................. 97
Figura 32: Fotos de algumas características micromorfológicas da pedalidade, trama e
fundo matricial. ................................................................................................................ 107
Figura 33: Caracterização micromorfológica das feições pedológicas. .......................... 111
INDICE DE TABELAS
Tabela 1: Os elementos químicos comuns na crosta terrestre. ........................................ 16
Tabela 2: Volume da composição química expressada em porcentagem de rochas
ígneas típicas..................................................................................................................... 17
Tabela 3: Estratigrafia da SdEM. ...................................................................................... 38
Tabela 4: Características morfológicas dos perfis de solos da vertente estudada. .......... 69
Tabela 5: Características granulométricas dos quatro perfis de solos da vertente
estudada. ........................................................................................................................... 78
Tabela 6: Leituras de pH em solução aquosa, pH em solução de KCl e cálculo de ΔpH
de cada horizonte e perfil amostrado. ............................................................................... 83
Tabela 7: Dados de química total dos quatros perfis de solo. .......................................... 85
Tabela 8: Dados de ataque sulfúrico e Ki e Kr dos quatro perfis de solo estudados neste
trabalho. ............................................................................................................................. 88
Tabela 9: Dados de mineralogia dos quatros perfis de solo estudados neste trabalho. ... 92
Tabela 10: Valores da razão Zr/quartzo e Zr/Ti dos quatro perfis de solo estudados em
topossequência. ................................................................................................................. 96
Tabela 11: Características micromorfológicas das lâminas delgadas dos solos estudados
em topossequência neste trabalho. ................................................................................. 101
Tabela 12: Distribuição relativa do esqueleto, plasma e poro das lâminas delgadas dos
horizontes dos quatro perfis de solos da topossequência estudada neste trabalho. ...... 103
11
1. INTRODUÇÃO
A Depressão de Gouveia é uma unidade geomorfológica encravada na porção
meridional da Serra do Espinhaço e apresenta algumas singularidades. A sua formação e
evolução são marcadas por grande influência estrutural e por processos de erosão
diferencial, caracterizando-a por ser circundada de proeminentes escarpamentos.
Intensos processos erosivos do tipo voçoroca também ocorrem nessa região, fazendo
com que, essas e outras peculiaridades, instiguem a comunidade científica.
Diversos trabalhos de cunho geológico, geomorfológico e pedológico foram
desenvolvidos na região. Os primeiros estudos sobre os solos da região de Gouveia
foram realizados por Augustin (1995a, 1995b e 1999) e de acordo com esta autora, a
formação e evolução da Depressão de Gouveia se deram pelo recuo das cabeceiras dos
ribeirões da Areia e do Chiqueiro (retração lateral das encostas). Este processo teve por
conseqüência o acúmulo de material detrítico na forma de rampas suaves (pedimentos)
que se estendem em direção aos leitos fluviais. Deste modo, o piso da depressão estaria
em grande parte recoberto de material detrítico (colúvio), e a pedogênese que se deu
sobre esses materiais propiciou a formação de Latossolos bem desenvolvidos.
Essa interpretação inicial foi mantida em trabalhos posteriores com o
desenvolvimento do projeto denominado “Dinâmica Geoambiental em Trópico Úmido,
Espinhaço Meridional, Minas Gerais” coordenado e desenvolvido pela citada autora, a
professora Drª Cristina H. R. R. Augustin e outros professores e alunos do Instituto de
Geociências da UFMG. Os trabalhos de Figueiredo (1999), Ádamo (2001), Diniz (2002) e
Silva (2004), relativos aos solos da região, trouxeram contribuições importantes, sendo o
de Diniz (2002), um levantamento pedológico da porção norte da Bacia do Ribeirão
Chiqueiro, relacionando as classes de solo com processos erosivos. Os trabalhos de
Rocha (2004), Cruz (2006) e Menezes (2006) introduziram na área novos métodos de
análise, que permitiram aprofundar a discussão sobre a origem e evolução dos solos da
Depressão de Gouveia, que se mostraram mais complexos.
Os trabalhos de Rocha (2004) e Menezes (2006) merecem destaque por terem
utilizado a metodologia de topossequência para as suas análises, com o auxilio da
micromorfologia de solos. Rocha (2004), ao analisar duas vertentes na Bacia do Córrego
do Quebra, vizinha à Bacia do Córrego dos Pereiras, verificou que os Latossolos
identificados eram originados in situ. Mas também colocou a possibilidade de se
encontrar, nas superfícies côncavas da área, material de origem coluvionar. Menezes
(2006), ao analisar a cobertura pedológica de uma superfície côncava nesta mesma
bacia, verificou que a morfologia dos perfis era marcada por transições abruptas e
concentração de cascalhos (linhas de pedra). Assim, as considerou como de origem
12
coluvial e afirmou que a presença de concavidade é o fator influenciador na formação do
Latossolo estudado por ela, sendo confirmado por Cruz (2006), que realizou uma análise
geoquímica em diferentes perfis da mesma área.
Desse modo, a necessidade de aprofundar o conhecimento da cobertura
pedológica na porção norte da Depressão de Gouveia e o fato dos trabalhos
anteriormente citados se concentrarem na margem esquerda do córrego Rio Grande
(bacia do córrego do Quebra), justificam a realização deste trabalho na sua margem
direita, onde estudos com esse nível de detalhe ainda não tinham sido realizados.
A análise de toposseqüências associada à análise micromorfológica e
geoquímica, permite observar que a estruturação dos horizontes pedológicos mantém
ligações diretas com as heranças geomorfológicas e geológicas impressas na paisagem,
como demonstram os citado estudos realizados em Gouveia.
O conhecimento de como se organiza a cobertura pedológica, sobretudo em
escala de vertente, fornece instrumentos para avaliar as condições pelas quais se dá a
evolução do relevo e, conseqüentemente, as atividades mais adequadas à utilização do
terreno, de acordo com suas suscetibilidades e potencialidades.
Assim sendo, e considerando as diferentes naturezas dos materiais que recobrem
a superfície, necessário se torna compreender onde, como e por quais razões esses
materiais se formam e evoluem.
Essas questões orientaram as análises e observações aqui expressas, estando
este trabalho vinculado aos anteriores, mas com a intenção de dar prosseguimento a
eles, visando contribuir para uma melhor compreensão dos processos geomorfológicos e
pedológicos envolvidos na Depressão de Gouveia como um todo.
1.1 OBJETIVO GERAL
O objetivo deste trabalho é analisar a organização bidimensional da cobertura
pedológica presente em uma vertente do córrego dos Pereiras e verificar a importância
dos processos geoquímicos e pedogenéticos na evolução geomorfológica da área, no
contexto da porção norte da Depressão de Gouveia.
1.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS
Para que o objetivo geral seja contemplado, procurou-se cumprir os seguintes
objetivos específicos.
- Analisar as características físicas, químicas, mineralógicas e micromorfológicas
dos horizontes identificados;
13
- Identificar processos de esculturação da vertente analisada;
- Entender a relação entre pedogenêse e morfogenênese na área estudada;
- Contribuir para o entendimento da evolução do relevo da Depressão de Gouveia.
O corpo deste trabalho está organizado em quatro partes distintas: primeiramente
serão apresentados os conceitos e teorias que esta pesquisa está se embasando,
tratando-se dos processos de formação, evolução do solo e relevo e das relações entre
morfogênese e pedogênese; o capítulo seguinte apresentará as características e
processos ambientais regionais, abordando a Serra do Espinhaço Meridional,
posteriormente demonstrando as características da Depressão de Gouveia e em seguida
da Bacia dos Córregos dos Pereiras, onde se localiza a área de estudo; posteriormente
são apresentados os procedimentos metodológicos que permitiram o desenvolvimento
desta pesquisa, onde os trabalhos de gabinete, campo e laboratório são apresentados
detalhadamente; por seguinte são apresentados os resultados e discussões, destacando-
se os trabalhos de campo e análises de laboratório. Este capítulo inclui um tópico final
chamado de “evolução pedogeomorfológica”, que discute os dados obtidos com as
teorias pedológicas e geomorfológicas e outras pesquisas realizadas na área, traçando
uma seqüência temporal e processual da evolução pedológica e geomorfológica da
Depressão de Gouveia. Por último têm-se as considerações finais, uma síntese de toda
discussão elaborada na dissertação.
14
2. REVISÃO TEÓRICA E CONCEITUAL
2.1 SOLOS: GÊNESE E EVOLUÇÃO
O solo pode ser interpretado de diversas maneiras, a depender dos objetivos e
enfoque científico. Para um geólogo, o solo pode ser visto como produto do intemperismo
do material de origem, constituindo-se em um manto incosolidado (regolito) que recobre
as rochas e faz parte de uma seqüência de eventos geológicos. Um engenheiro civil ou
de obras pode considerá-lo como material escavável e matéria-prima para construções
de aterros, estradas e barragens, entre outros. O agrônomo já o vê como uma camada
superficial de terra arável e possuidora de vida microbiana, capaz de sustentar plantas.
Para a Pedologia – inicialmente fundamentada na Rússia por Dokuchaiev, em
1880 – o solo é compreendido como uma camada viva que recobre a superfície terrestre
e se encontra em constante evolução através da alteração das rochas e de processos
pedogenéticos. Esse cientista reconheceu o solo como um corpo dinâmico e
naturalmente organizado, que pode ser estudado por si só, tal como as rochas, as
plantas e os animais.
Assim, Dokuchaiev estabeleceu as bases científicas da ciência do solo, ou seja,
da Pedologia, em que o pedólogo encara o solo como uma “coleção de corpos naturais
dinâmicos”, contendo matéria viva e resultante da “ação do clima e da biosfera sobre a
rocha, cuja transformação em solo se realiza durante certo tempo e é influenciada pelo
tipo de relevo” (LEPSCH, 2002, p. 9) (Figura 1).
Figura 1: Interação dos fatores de formação do solo.
Fonte: Resende et al. (1995)
15
A Embrapa (2006) também descreve o solo como uma “coleção de corpos
naturais”, porém, constituídos por partes sólidas, líquidas e gasosas, tridimensionais,
dinâmicos, formados por materiais minerais e orgânicos que ocupam a maior parte das
superfícies continentais, contendo matéria viva e podem ser vegetados e, eventualmente,
sofrer modificações antrópicas.
Pelas definições dadas até aqui, fica clara a interrelação de elementos naturais na
formação e evolução dos solos e consequentemente a sua função ecológica. Ao se
observar uma paisagem, o solo é, de uma maneira geral, um elemento secundário, se
comparado ao relevo, à vegetação e à hidrologia, pois estes constituem aspectos que
chamam mais a atenção. Entretanto, as características do solo como fertilidade,
profundidade efetiva, capacidade de retenção de umidade e infiltração influem na
organização das paisagens tal como elas se encontram no presente.
Os solos diferem entre si de um continente ou de uma região para outra, ou
mesmo localmente. Salomão e Antunes (2001) afirmam que a diferenciação vertical entre
horizontes de um perfil de solo, tem sido utilizada como principal critério de classificação
e mapeamento do solo. Mas essa diferenciação também se dá lateralmente, ao longo das
vertentes, sendo de grande importância a sua consideração nos estudos pedológicos
(QUEIROZ NETO, 1988).
Ainda, segundo esses autores, os solos ocorrem na paisagem compondo
unidades ou compartimentos delimitáveis pela distinção das características morfológicas
de cada horizonte (cor, textura, estrutura, consistência, cerosidade ...). Essas distinções
são variáveis em termos de magnitude e encontram-se na dependência dos cinco fatores
de formação do solo: material de origem, clima, organismos, tempo e relevo.
2.1.1 Material de Origem
Para o entendimento da influência do material de origem no processo de formação
e na composição do solo, é necessário, primeiramente, entender a composição
litosférica. Paton (1983) afirma que em termos de composição elementar, 99% do
material litosférico consistem somente de oito elementos: oxigênio; silício; alumínio; ferro;
magnésio; cálcio; sódio; e potássio (Tabela 1).
Desses, o oxigênio é responsável por 94% do volume da crosta terrestre,
enquanto que os outros sete elementos ocupam apenas 6%. Isto se dá, porque o átomo
de oxigênio é o que possui o maior raio iônico dentre eles, ocupando assim maior
volume, além ser o único eletronegativo, se tornando o responsável pela ligação entre os
outros elementos na composição dos minerais.
16
Tabela 1: Os elementos químicos comuns na crosta terrestre.
Peso % Átomos % Volume %
O
46.6 62.55 93.77
Si
27.72 21.22 0.86
Al
8.13 6.47 0.86
Fe
5.0 1.92 0.47
Mg
2.09 1.84 0.29
Ca
3.63 1.94 1.03
Na
2.83 2.64 1.32
K
2.59 1.42 1.83
98.59 100 100
Fonte: Paton (1983)
Paton (1983) considera também importante reconhecer que todos os tipos de
rochas foram inicialmente derivados de rochas ígneas, principalmente o granito e o
basalto. A ocorrência do basalto é muito representativa na crosta oceânica e do granito
na crosta continental.
Este autor afirma, como visto na tabela 2, que em ambos os casos o oxigênio é
altamente dominante na sua composição química. Para ele, em termos de peso ou
volume, a litosfera contém muito mais oxigênio do que a atmosfera. Esta acumulação é
possibilitada, somente pelo pequeno numero de íons de cargas positivas, no qual
asseguram juntos os oxigênios de carga negativa.
Ao observar a tabela 1, é possível perceber ainda que o Silício (Si) é responsável
pela a maior porcentagem de cátions. Deste modo, para sua neutralização há uma
grande tendência que ele se combine com o oxigênio, explicando dessa forma o porquê
do Silicato ser o material mais comum encontrado na crosta terrestre.
Ao julgar pelo grande número de tipos de rochas que são reconhecidos na
superfície terrestre, considera-se que o material que compõe a litosfera irá influenciar a
formação do solo de forma bem diversificada. Além das rochas ígneas, existem outros
tipos de material de origem de solos. Young (1976) faz um agrupamento destes tipos de
rochas, distinguindo em três tipos: rochas cristalinas (ígnea e metamórfica), rochas
sedimentares e materiais inconsolidados (aluvião e dunas).
17
Tabela 2: Volume da composição química expressada em porcentagem de rochas
ígneas típicas.
Rochas
Igneas %
Basalto % Granito %
O
91.83 91.11 92.12
Si
0.83 0.70 0.92
Ti
0.05 0.12 0.02
Al
0.79 0.74 0.76
Fe
0.58 1.47 0.21
Mg
0.58 1.09 0.09
Ca
1.50 2.78 0.45
Na
1.68 1.28 1.75
K
2.19 0.70 3.68
99.99 99.99 99.99
Fonte: Paton (1983)
Este autor ainda afirma que as três principais variáveis do material de origem que
afetam diretamente os solos são: grau de consolidação; tamanho do grão e composição.
Este último, ele afirma que é de fundamental importância para as propriedades dos solos
e para o seu potencial agrícola, principalmente os tropicais, em que a principal variável
observada é a proporção de sílica. Em rochas félsicas (por exemplo, o granito), existem
em torno de 66 % de sílica somando as que estão no seu estado livre na forma de
quartzo e as de forma combinada (feldspato e ortoclásio). Rochas básicas (por exemplo,
o basalto) de cores escuras ou pretas têm menos que 55% de sílica, mas toda na forma
combinada, em que os minerais ferromagnesianos são mais comuns.
Deste modo, a natureza do material de origem, sua composição mineralógica e
química e o seu estado estrutural original (bandamentos, linhas de fraqueza, falha e
fratura), influenciam diretamente a pedogênese e conseqüentemente as características
do solo da qual se origina. Estes fatores condicionam a circulação interna da água e a
composição e conteúdo mineral do solo, fazendo com que o material de origem seja um
fator de suma importância na sua evolução (SALOMÃO e ANTUNES, 2001).
Estes autores ressaltam também que muitas propriedades físicas e químicas do
solo são determinadas pelo conteúdo mineral do material original. Rochas ricas em
sílicas, como o quartzo, formam solos de textura arenosa, enquanto aquelas ricas em
minerais ferromagnesianos e feldspatos proporcionam o desenvolvimento de solos
argilosos. Elementos como o ferro e o manganês têm influência direta no processo de
oxi-redução e são elementos fundamentais na coloração do solo.
18
Lepsch (2002) afirma que a velocidade com que o solo se forma depende do tipo
do material original, uma vez que, sob condições idênticas de clima, organismos e
topografia, certos solos se formam mais rapidamente que outros. A composição
mineralógica do material parental determina, portanto, a eficácia das forças de
intemperismo. O tempo necessário para que um solo se desenvolva está bastante
relacionado com esta constituição e a menor ou maior facilidade de alteração química
varia de mineral para mineral.
2.1.2 Clima
Um material derivado de uma mesma rocha poderá formar solos distintos se
exposto a diferentes condições climáticas. Por outro lado, diferentes materiais de origem
quando submetidos ao mesmo ambiente climático por longos períodos, podem formar
solos similares (LEPSCH, 2002). Por estes motivos, o clima costuma ser colocado em
evidência sobre todos os outros fatores de formação do solo, no qual levou à concepção
de zonalidade climática nas primeiras classificações pedológicas, sendo usado até hoje
por alguns especialistas (SALOMÃO e ANTUNES, 2001).
Precipitação e temperatura e suas variações e distribuições sazonais e diurnas,
afetam diretamente as propriedades do solo (OLLIER e PAIN, 1996), sendo estes
aspectos climáticos os mais importantes no desenvolvimento pedogenético.
A influência da precipitação pluviométrica no desenvolvimento dos solos se deve a
três fatores: a ação da água no processo de alteração química dos minerais; a
movimentação das soluções desse material alterado percolando pelos horizontes do solo;
e o processo de lixiviação. Salomão e Antunes (2001) dizem que a maturação do solo, ou
o que eles chamam de “clímax”, é atingida mais facilmente em regiões de elevada
pluviosidade, podendo ser encontrados nestes locais um aumento da alteração química
por hidrólise, facilidade de transporte de material, facilidade de remoção de elementos
solúveis e acumulação dos elementos insolúveis em diferentes posições do perfil.
Quanto à influência da temperatura, fica evidente quando se leva em
consideração a Lei de Vant’ Hoff, no qual a cada aumento de 10°C de temperatura, a
velocidade de uma reação química multiplica-se de duas a três vezes. Assim, em locais
de condições pluviométricas semelhantes, a região de temperaturas mais elevadas, como
as regiões tropicais, vão apresentar solos mais profundos, ou seja, mais desenvolvidos.
A temperatura também influencia na produção e acumulação de matéria orgânica,
fazendo com que os solos de regiões quentes sejam, em geral, pobres em matéria
orgânica. Isso, porque a temperatura do meio ambiente afeta diretamente a existência de
19
microorganismos, e em climas quentes prevalecem as condições favoráveis para sua
proliferação.
2.1.3 Organismos
Os organismos influenciam na formação do solo tanto pela macrofauna e
macroflora, quanto por espécies inferiores como microfauna e microflora. No primeiro, a
influencia se dá pela ação de espécies vegetais e animais. Os vegetais constituídos por
raízes profundas e as minhocas, formigas, cupins, tatus, entre outros, contribuem
decisivamente para o aprofundamento e evolução do solo, desenvolvendo a sua
porosidade e o tornando mais permeável à circulação de água e dos gases, essenciais
no processo pedogenético. Os vegetais também fornecem resíduos orgânicos e
elementos minerais ao solo e, indiretamente, modificam o microclima e protegem o solo
contra a erosão (SALOMÃO e ANTUNES, 2001).
Ainda de acordo com esses autores, o segundo tipo de organismo, os
microorganismos, representados pelas bactérias, fungos e líquens, agem no solo durante
todo o seu processo evolutivo. Isso se dá porque os restos vegetais e animais
proporcionados pela macrofauna e macroflora são decompostos por estes
microorganismos produzindo ácidos orgânicos, acelerando a decomposição dos minerais.
Ainda existem alguns microorganismos que atuam em simbiose com as raízes, retirando
nitrogênio do ar, transformando-o em nitratos e amônia, podendo assim ser aproveitados
pelas plantas (LEPSCH, 2002).
Este autor lembra que existe também a necessidade de considerar o homem
dentre os organismos atuantes na formação do solo. O homem que tem provocado
muitos impactos, removendo a cobertura vegetal, revolvendo o horizonte A, adicionando
corretivos e fertilizantes e irrigando o solo. Muitas vezes esta ação se dá de forma
indiscriminada, mas atualmente já se inicia um processo de utilização de manejo
sustentável, utilizando práticas de conservação do solo.
2.1.4 Tempo
Para Lepsch (op. cit.), o material de origem quando exposto à atmosfera, se
intemperiza na tentativa de se equilibrar com as novas condições proporcionadas por
organismos vivos e elementos do clima atmosférico. Consequentemente, os vegetais e
microorganismos começam a se estabelecer, usufruindo da água armazenada e dos
nutrientes liberados pela decomposição dos minerais. Assim, com o tempo, diversas
20
mudanças ocorrem como a formação e translocação de argila, remoção de sais minerais
e adições de húmus.
Desse modo, Salomão e Antunes (2001, p. 90) afirmam que “o tempo necessário
para que um solo atinja determinado estágio evolutivo depende da influência dos demais
fatores relacionados à sua formação”, pois “a evolução pedológica depende sempre da
conjugação dos fatores de formação“. Portanto, a mais clara característica influenciada
pelo tempo é a espessura, pois solos mais velhos são geralmente mais espessos que os
jovens. Entretanto, o conhecimento da história evolutiva dos solos pode ser uma tarefa
difícil, pois existem processos de transformação, relacionados ao desenvolvimento do
solo, próprios de cada local.
2.1.5 Relevo
Resende et al. (1995) consideram que o relevo está intimamente ligado ao fator
tempo na gênese dos solos. Na paisagem brasileira, onde os processos de pedogênse
são bastante ativos, o relevo tem um papel decisivo como controlador do tempo de
exposição das rochas aos agentes bioclimáticos. Eles consideram que as partes mais
velhas, ou seja, as partes expostas há mais tempo ao intemperismo, são justamente as
grandes superfícies aplainadas, que são comuns no território brasileiro, e onde ocorre os
solos mais velhos e lixiviados.
Ker (1998, p. 30) convergindo com essas idéias, afirma que os Latossolos (solos
mais velhos) encontram-se amplamente distribuídos pelo Brasil, ocupando cerca de um
terço da superfície do seu território, abrangendo diferentes condições ambientais. Para
ele:
Praticamente todos os estudos desenvolvidos, objetivando estabelecer
correlações entre a ocorrência dos Latossolos com superfícies
geomórficas, destacam que esta classe de solos, ocupa
preferencialmente as partes mais estáveis da paisagem, normalmente
correlacionadas com a Superfície Sul Americana (Terciário Inferior) de
KING (1956).
Salomão e Antunes (2001) também discorrem sobre uma nítida relação dos solos
com o relevo, que no caso dos Latossolos, ocorrem em superfícies aplainadas ou
ligeiramente onduladas e bem drenadas. Isso acontece, segundo eles, porque o relevo
influencia na formação do solo, fundamentalmente, pela sua interferência na dinâmica da
água e nos processos de erosão e sedimentação.
21
Vidal-Torrado, Lepsch e Castro (2005, p. 177) ao discutirem sobre o
funcionamento hídrico do solo em função do relevo, embasados em alguns trabalhos
realizados em Bauru (SP) (SALOMÃO, 1999), Marília (SP) (CASTRO, 1989), São Pedro
(SP) (OLIVEIRA et al.,1998) e em Mineiros (GO) (MARINHO e CASTRO, 2003) afirmam
que “independentemente dos tipos de solo, a topografia condiciona a direção e a
intensidade dos fluxos hídricos, sendo motor tanto da pedogênese como da
morfogênese”.
Áreas com relevo mais suavizado e com materiais mais permeáveis facilitam a
infiltração das águas meteóricas, superando as taxas de escoamento superficial. Com
isso, os processos pedogenéticos atuam de forma mais efetiva e profunda, alterando o
material de origem e decompondo, mais facilmente, os elementos químicos solúveis.
Porém, em áreas com relevo acidentado (topografia acentuada) grande parte das
águas de chuva é perdida por escoamentos superficiais, favorecendo a erosão e
retardando a pedogênese, formando nestes casos solos pouco desenvolvidos. Cabe
acrescentar que solos poucos desenvolvidos também podem ser encontrados em relevos
de topografia suave, desde que o material seja mal drenado, dificultando a remoção das
argilas. Latossolos também podem, em alguns casos, ser encontrados em relevos
movimentados, mas desenvolvidos a partir de depósitos coluviais.
Delvigne (1965 apud ESPINDOLA, 1982) abre uma nova discussão sobre essa
relação solo e relevo e ressalta a importância das condições topográficas dos perfis na
paisagem, afetando diretamente as condições de drenagem e a diferenciação dos tipos
de solos ao decorrer de uma vertente, em consonância com três segmentos: exportação
(topo); transferência (vertente); e acumulação (sopé).
Deste modo, percebe-se que a distribuição espacial dos tipos de solo está
diretamente relacionada com o arranjo espacial do relevo em seus vários níveis de
escala, desde a regional à escala individual de vertente (YOUNG, 1976). Para este autor,
o relevo além de ser um dos principais fatores de formação do solo, possui um importante
significado no contexto das pesquisas pedológicas, pois se usa muito a interpretação de
fotografias aéreas, fazendo uma leitura extensiva do relevo, como um meio de
reconhecer os tipos de solo ocorrentes numa determinada superfície. Além disso,
propriedades geomorfológicas, particularmente a topográfica, têm grande importância
para a avaliação do terreno e para o desenvolvimento das propriedades do solo.
Espindola (1982, p. 9) afirma ainda que essa relação solo e relevo é bem
representada pelo conceito de “catena”, proposto por Milne em 1935, colocando o solo
“como um elo de uma corrente” de uma sucessão topográfica. Segundo ele, esse
conceito visualiza o solo num contexto mais amplo, no qual o seu estudo tem que
envolver toda uma evolução do meio natural. Para Ollier e Pain (1995), catena seria a
22
repetição de algumas unidades de solo em algumas posições específicas de vertentes de
numa determinada paisagem, mostrando uma intrínseca relação entre solo e relevo, ou
seja, pedogênese e morfogênese.
2.2 PEDOGÊNESE E MORFOGÊNESE
Tradicionalmente as relações entre pedogênese e morfogênese eram vistas
colocando o solo apenas como um papel secundário, sendo apenas a parte superficial de
um sistema complexo, controlado em sua maior parte pela estratigrafia, geomorfologia e
hidrologia. O solo seria um registro de ganhos e perdas para as superfícies geomórficas,
servindo para interpretar as diversas formas de relevo.
Queiroz Neto (2000) afirma que anteriormente, os trabalhos sobre solos para a
Geomorfologia teriam pelo menos um dos seguintes objetivos: demarcar e auxiliar na
estimativa da idade cronológica dos depósitos superficiais e/ou correlativos
(cronossequência); utilizar os solos como indicadores da maior ou menor estabilidade das
paisagens; identificar nos solos propriedades indicadoras de mudanças climáticas; ou
relacionar o desenvolvimento dos solos à infiltração e escoamento da água da chuva.
Este autor ainda diz que esses princípios embasaram várias interpretações da
evolução das paisagens brasileiras, onde o solo não era somente um integrante, mas
também, um indicador de processos e mecanismos de evolução.
Para interpretações das paisagens, principalmente das regiões tropicais, utilizou-
se muito o princípio de estabilidade/instabilidade entre solos e relevo. Baseava-se na
Teoria da Resistasia e Biostasia criada por Earth em 1956, em que seu princípio era o
antagonismo entre pedogênese e morfogênese. Tricart (1977) apropriou-se dessa teoria,
afirmando que os aspectos dinâmicos da paisagem levaram à necessidade de distinguir
três grandes tipos de meios morfodinâmicos, em função da intensidade dos processos
atuais: meios estáveis (biostasia); meios intergrades; e os meios instáveis (resistasia).
O que caracteriza os meios em biostasia é o seu alto estado de equilíbrio,
semelhante às condições que os fitoecologistas denominam de “clímax”. Esse tipo de
ambiente é marcado por uma evolução suficientemente lenta do modelado, ou seja,
dissecação moderada das vertentes, causados por exuberantes coberturas vegetais e/ou
ausência ou mínima ação de tectônica. Essa combinação de fatores constantes no tempo
faria com que houvesse uma sobreposição dos processos pedogenéticos sobre os
morfogenéticos, caracterizando esses ambientes com solos profundos (Figura 2).
23
Figura 2: Predomínio de componente perpendicular, caracterizando os meios em
biostasia
Fonte: Casseti (1991)
Os meios intergrades asseguram a passagem gradual entre os meios estáveis e
os instáveis, no qual esse termo é utilizado para designar essa transição. O que
caracteriza esses meios, segundo Tricart (1977, p. 47) é “a interferência permanente de
morfogênese e pedogênese, exercendo-se de maneira concorrente sobre um mesmo
espaço”, marcado por um equilíbrio desses dois processos. Quando a instabilidade do
meio enfraquece, a pedogênese sobrepõe transicionando para meios em biostasia. Mas
quando a instabilidade aumenta, a morfogênese ganha vantagem, mudando para meios
em resistasia.
A morfogênese é o elemento predominante da dinâmica natural dos meios
fortemente instáveis (resistasia), sendo o fator determinante destes sistemas, no qual os
outros elementos estão subordinados (Figura 3). Outro fator importante que pode
proporcionar a formação destes meios é a instabilidade climática. Com isso, a
combinação de clima semi-árido de precipitações irregulares torrenciais somados a
atividades tectônicas recentes, pode provocar meios particularmente muito instáveis.
Seguindo essa linha de pensamento, Vageler (1953 apud ESPINDOLA, 1982),
menciona que o relevo desenvolve-se continuamente, longe de estar estável, onde até os
mais pronunciados macro relevos são aplainados num “peneplain”. Isso faz com que
processos aluviais e coluviais recubram freqüentemente a camada superficial do solo e,
com isso, o solo nunca chega a um equilíbrio completo final com o ambiente.
Este autor cita ainda Walker (1962), quando discute a respeito de ciclos de
estabilidade e instabilidade da evolução da paisagem. Ele afirma a existência de uma
fase instável de erosão, enquanto que a fase de deposição corresponde a uma fase
24
estável de formação do solo. Para Walker (op. cit.), a estabilidade da superfície e
pedogênese estão associadas a condições relativamente úmidas e maior cobertura
vegetacional, enquanto que o estado de instabilidade com remoção dos sedimentos nas
vertentes, está relacionado a clima relativamente seco.
Figura 3: Predomínio da morfogênese, caracterizando os meios em resistasia.
Fonte: Casseti (1991)
Posteriormente, com a evolução das ciências do solo (Pedologia) e do relevo
(Geomorfologia), havendo um maior intercâmbio entre as duas, o solo deixou de ser
entendido como um caráter secundário nos processos de formação e evolução das
superfícies geomórficas. De acordo com alguns estudos, a pedogênese passou a ser
considerada um fator intrísico à morfogênese. “A pedogênese, ao menos em seus
resultados globais, é, portanto um dos elementos da morfogênese. Ela modifica as
características superficiais da litosfera e deste modo, influencia os mecanismos
fundamentais da morfogênese” (TRICART, 1968, p. 6).
2.2.1 Etchplanação
Corroborando com tais afirmações, dentre as grandes teorias acerca da evolução
do relevo, surge a teoria da etchplanação, criada por E. J. Wayland em 1933 em Uganda
na África, mas que só ganha corpo teórico com os trabalhos de Julius Büdel, que em
1957 lançou as suas bases conceituais (THOMAS, 1994). Essa teoria obteve um grande
impacto entre o pensamento geomorfológico, especialmente na região dos trópicos e
também no contexto paleogeomorfológico, podendo acrescentar também o
25
pedogeomorfológico. Com esta teoria é possível perceber o papel e a importância dos
processos geoquímicos e pedológicos na evolução do relevo, onde ficam claras as
relações intrísicas entre morfogênese e pedogênese.
O modelo de evolução das paisagens proposto por Büdel (1982) é baseado em
dois fatores: estabilidade tectônica e existência de condições climáticas tropicais semi-
úmidas. A estabilidade tectônica proposta é relativa, visto que esse autor aceita que
lentos e pequenos soerguimentos possam ocorrer sem comprometer o processo de
aplainamento do relevo. Já as condições climáticas tropicais semi-úmidas são justificadas
porque ambientes sobre essas condições são caracterizados pela atividade biológica
intensa (vegetação savânica), pelas altas temperaturas, sazonalidade climática marcada
por uma variação de uma estação úmida e outra seca e pela presença de água no nível
freático durante todo o ano (SALGADO, 2006).
A teoria da etchplanação considera que os aplainamentos são formados e
evoluem graças a um mecanismo de dupla planação: superfície exumada de lavagem
(washing surface) e; superfície de intemperismo basal (leaching surface). A superfície de
lavagem corresponde à superfície do modelado propriamente dita onde predominam os
processos mecânicos de escoamento pluvial (washing). Já a superfície de intemperismo
basal é irregular e se localiza em subsuperfície, onde a rocha é lixiviada e predomina a
desnudação geoquímica (leaching) (THOMAS, 1994) (Figura 4).
Para o modelo de etchplanação, o intemperismo químico age de forma intensa e
constante durante todo o ano, permitindo a criação de um espesso manto de
intemperismo. Nessa superfície ocorre o apodrecimento das rochas sãs e a perda de
massa litosférica, graças à matéria que sai do sistema intemperizado em solução na água
subterrânea. No entanto, a principal contribuição da superfície de intemperismo basal aos
aplainamentos reside na preparação de material para a ação dos processos mecânicos
que ocorrem na superfície de lavagem, ou seja, os processos pedogenéticos preparando
material para os processos morfogéneticos. Esses processos são caracterizados pela
erosão laminar que, graças ao escoamento da água pluvial, erode e rebaixa as vertentes.
26
Figura 4: Um exemplo de uma superfície sofrendo o processo de etchplanação,
demonstrando a superfície exumada de lavagem na porção superficial e superfície de
intemperismo basal em subsuperficie.
Adaptado de: Thomas (1994)
2.2.2 Processos e Materiais de Vertente
As vertentes são esculpidas pela ação da dinâmica externa, compreendida pelos
processos morfogenéticos. Esses processos, apesar de agirem em conjunto, têm seu
desenvolvimento e funcionamento diferentes, de acordo com o meio no qual agem e
fazem parte. O entendimento desses processos morfogenéticos pode explicar, no campo
mais teórico e científico, a formação, evolução e forma das vertentes, enquanto que
numa visão mais prática, fornece subsídios para uma melhor aplicabilidade de técnicas
de conservação dos solos. Assim, Christofoletti (1980) considera que é possível distinguir
quatro categorias mais importantes na morfogênese das vertentes do modelado terrestre:
meteorização; ação biológica; processo morfogénetico pluvial; e movimentos do regolito.
A meteorização ou intemperismo, como já demonstrado pela teoria da
etchplanação, produz detritos a serem erodidos, constituindo etapa na formação do
regolito. Essa categoria da morfogênese é uma etapa anterior necessária para a
movimentação de fragmentos rochosos ao longo das vertentes (colúvios), podendo ser
27
distinguida em meteorização física que fragmenta as rochas e meteorização química e
bioquímica, responsável pela decomposição das rochas (CHRISTOFOLETTI, op. cit.)
Este autor, ainda afirma que a ação morfogenética dos seres vivos também se faz
presente no modelado das vertentes. As plantas possuem dupla ação: uma através das
raízes provocando o deslocamento de partículas, aumentando a permeabilidade do solo,
intensificando as ações bioquímicas e retirando nutrientes; e outra como camada
interceptora frente à ação da chuva e fornecendo húmus como fator de agregação do
solo.
O processo morfogenético pluvial é um dos mais importantes na esculturação das
vertentes, distinguindo-se entre ação mecânica da chuva e o escoamento pluvial. As
gotas de chuva provocam uma ação mecânica, que promove a desagregação e
deslocamento das partículas terrosas, chamado de splash erosion ou efeito splash. Esse
processo torna-se o responsável por um retrabalhamento de grande quantidade da
superfície do solo, engendrando a primeira fase da morfogênese pluvial. Já o
escoamento pluvial é o mais importante dessa categoria, pois começa a aparecer quando
a quantidade de água precipitada é maior que a velocidade de infiltração, deslocando as
partículas de solos retiradas pelo efeito splash vertente abaixo.
Por último, existe a categoria dos movimentos do regolito, correspondente aos
movimentos gravitacionais que promovem a movimentação dessa cobertura pela encosta
abaixo. A água em movimento exerce função importante no movimento do regolito por
reduzir o coeficiente de fricção e por aumentar o peso da massa intemperizada,
preenchendo os espaços entre os poros. Esta categoria morfogenética é também
chamada de movimentos de massa, no qual Christofoletti considera que os mais
importantes são: rastejamentos; fluxos de lama; avalancha; deslizamentos; e
desmoronamentos.
A presença de regolito, material inconsolidado, nas vertentes representa uma
característica comum das paisagens tropicais. Os horizontes superficiais do regolito, ou
seja, do solum, podem ser tanto originados por material in situ, quanto por material
transportado. Para Thomas (1994), os horizontes superficiais dos solos de regiões
tropicais, raramente são formados por material autóctone, uma vez que têm
características de material transportado fisicamente e em solução.
Existem assim, nas paisagens tropicais, complexas coberturas sedimentares
distribuídas por diversos segmentos do relevo, no qual depósitos de encostas,
denominados colúvios, são relevantes nestas áreas. Ollier e Pain (1996) ressaltam a
importância de se distinguir os materiais formados in situ (autóctone) dos materiais
transportados (alóctone), levantando a questão sobre a dificuladade em se diferenciar
esses materiais nas vertentes.
28
Para Bigarella (1994), os colúvios seriam formados por materiais transportados
pelo escoamento superficial ao longo das vertentes, proporcionados geralmente por
movimentos de massa do tipo solifluxão, apresentando pouca ou nenhuma estratificação,
não podendo ser diferenciado facilmente dos solos originais. Contudo, seriam menos
espessos nas altas vertentes e mais espessos nas baixas, sendo este último considerado
material mais antigo que o anterior. Thomas (1994) também associa os materiais
coluviais ao escoamento superficial e aos movimentos de massa. Estes depósitos seriam,
como já afirmado anteriormente, associados à força gravitacional e ao grau de inclinação
das vertentes, caracterizado por um material sem estrutura sedimentar bem definida,
estratificação grosseira e descontínua e uma matriz fina abundante.
A sucessão de processos erosivos e de deposição sobre o regolito permite gerar
sucessivas camadas superpostas de materiais coluviais, com características químicas,
físicas e mineralógicas distintas. Posteriormente a esta deposição, esses depósitos
poderão sofrer interferência de processos pedogenéticos ao longo do tempo, fazendo
com que esse material seja incorporado ao regolito através de processos de eluviação e
iluviação e assim dificultando ainda mais a diferenciação entre colúvio e elúvio.
2.3 ANÁLISE ESTRUTURAL DA COBERTURA PEDOLÓGICA
Diante do exposto, fica evidente que os processos de formação do solo e de
esculturação das vertentes, agem tanto verticalmente quanto lateralmente, de montante
para jusante, numa mesma vertente. Com isso, a organização da cobertura pedológica
também se diferencia neste sentido, no qual os pedólogos rapidamente perceberam essa
diferenciação lateral. Milne, na década de 1930, introduziu o conceito de catena, no
sentido que essa diferenciação lateral era expressa em termos de sucessão de tipos de
solos de acordo com a variação topográfica, sem que fossem estudadas as passagens
laterais entre os horizontes, ou mesmo sem que fosse feita uma análise da organização
lateral da cobertura pedológica.
Tricart (1968) já afirmava que a concepção de catena, puramente topográfica em
sua origem, é insuficiente, sendo necessário adicionar um conteúdo geomorfológico
exprimindo a dinâmica da vertente e que, com essa inserção, essa concepção se tornaria
um excelente instrumento da compreensão da gênese dos solos.
Assim, Queiroz Neto (1988) assegura que na década de 1970 aparecem três
trabalhos importantes no qual faziam análises bidimensionais de coberturas pedológicas
(BOCQUIER, 1971; BOULET, 1974; e CHAUVEL, 1974). Esses trabalhos foram
realizados ao longo das encostas, através de topossequência, não procurando mais
tomar o solo como um individuo representado por perfis verticais, mas sim como
29
“continum” que cobre toda a extensão das encostas. Esses trabalhos trouxeram muitos
resultados novos e mostraram que a análise detalhada da organização lateral é muito
importante para compreender a gênese e dinâmica da cobertura pedológica. “Esta
análise mostra que existem frequentemente redistribuições internas de matéria ao longo
da vertente que podem ter um papel essencial na evolução do relevo” (BOULET, 1992, p.
44).
Queiroz Neto (1988) considera que estes três trabalhos levaram à percepção de
que a cobertura pedológica era um sistema estrutural complexo, inserido na paisagem e
apresentando transformações progressivas das organizações, tanto vertical, como
lateralmente, no sentido da vertente. Essas transformações correspondem a
transferências de materiais e transformações mineralógicas, mantendo relações com
outros elementos da paisagem, principalmente o relevo. Para ele, esses trabalhos
despertaram a necessidade de integrar as diferentes escalas de estudo dos solos, desde
a escala microscópicas às escalas de paisagem.
Segundo Boulet, Chauvel e Lucas (1990), os solos encontram-se organizados em
camadas que apresentam filiações genéticas. Quando o sistema está em equilíbrio com o
meio, as camadas se organizam de forma concordante em relação à superfície. Quando
o sistema apresenta instabilidades internas, a organização inicial sofre transformações
para a adaptação das novas condições, gerando camadas discordantes que se
propagam à custa das primeiras. Essa nova organização é denominada de “sistema de
transformação”, onde uma cobertura inicial transforma-se em outra diferente sendo
discordante sobre os horizontes do solo e avançando lateralmente ao longo da vertente
(BOULET,1988).
O procedimento de estudo e representação gráfica e cartográfica detalhada dessa
organização pedológica distribuída lateralmente ao longo das vertentes é denominada de
“análise estrutural da cobertura pedológica”. Procedimento este, segundo Queiroz Neto
(1988 e 2000), foi proposto por Boulet et al. (1982), e é de grande importância, pois
permite mostrar a participação dos processos superficiais na diferenciação lateral da
cobertura pedológica e possibilita perceber o papel e a importância dos processos
geoquímicos e pedológicos na evolução do relevo.
Para a realização deste procedimento é imprescindível que a análise da cobertura
pedológica se dê através de topossequência. Para isso, se torna necessário construir
perfil topográfico, podendo através deste, identificar rupturas de declive e/ou outras
alterações observadas na topografia. Posteriormente é feito a abertura de trincheiras em
intervalos regulares e as tradagens para identificar as transições laterais da cobertura
pedológica (Figura 5). A diferenciação pedológica é identificada pelas análises
macromorfológicas (coloração, textura, estrutura, cerosidade, entre outros) e
30
micromorfológicas (esqueleto, plasma, poro, cutã, entre outros) e outros estudos
analíticos, possibilitados por análises de laboratório (BOULET, 1988).
Análises de ΔpH e determinação da razão zircônio/quartzo e zircônio/titânio
merecem destaque por possibilitarem a determinação da taxa de intemperismo a que a
cobertura pedológica foi submetida, auxiliando as informações adquiridas por análises
micromorfológicas, podendo determinar se o material é autóctone ou alóctone.
Figura 5: Método de implantação da trincheiras num estudo de topossequência.
Fonte: Boulet (1988).
2.3.1 ΔpH
Entre 1880 a 1890 Arhenius desenvolveu um conceito, conhecido como
“diferenciação eletrolítica”, no qual ácidos seriam as substâncias que, em solução
aquosa, liberam íons H
+
, bases seriam as que liberam íons OH
-
. Em 1923, o químico
dinamarquês Johannes Nicolaus Brønsted e o químico inglês Thomas Martin Lowry
definiram de forma independente e simultânea a “Teoria Protônica”, em que ácidos
seriam as substâncias capazes de doar prótons e as bases os capazes de recebê-los.
As duas teorias citadas, em combinação, se tornaram aplicáveis para caracterizar
as condições ácidas ou alcalinas nos solos, sendo que nos solos ácidos têm maior
presença de íons de H
+
do que OH
-
e solos alcalinos têm concentração maior de OH
-
do
que H
+
.
Existem várias causas para a acidez dos solos, segundo Malavolta (1985 apud
VELOSO et. al.,1992) a acidez do solo pode ser provocada pela água que lixivia as bases
do complexo de troca deixando íons de H
+
; a oxidação microbiana do nitrogênio
amoniacal libera H
+
no sistema; a raiz das plantas retiram cátions e inserem H
+
no solo; a
31
decomposição da matéria orgânica libera H
+
no sistema pela dissociação dos grupos
carboxílicos e fenólicos. A acidificação do solo consiste, portanto, na remoção dos cátions
básicos do complexo de troca catiônica (cálcio, magnésio, potássio e sódio), substituindo-
se por alumínio trocável e hidrogênio não dissociado. Os solos podem ser naturalmente
ácidos, ou podem ter sua acidez aumentada, por erosão, extração de cátions básicos
pelas culturas e, principalmente, por lixiviação (RAIJ, 1989
).
O aumento da acidez pode desencadear a decomposição de argilominerais e
ocasionar o aparecimento de Al trocável (Al
+3
). A origem de Al
+3
está ligada á ação de
prótons sobre minerais contendo alumínio (minerais primários, minerais de argila, óxidos
hidratados e outros componentes coloidais), conforme a seguinte equação que
demonstra a reação da gibbsita com o hidrogênio:
Al(OH)
3
+ 3 H
+
= Al
+3
+ 3 H
2
O
As reações e relações de acidez e basicidade nos solos são denominados de
“reações dos solos”. Estas reações influenciam a taxa de decomposição da matéria
orgânica, a formação de minerais secundários de argila e o crescimento das plantas.
Com isso, torna-se de grande importância a quantificação dessas reações, na qual o
termo “pH do solo” é usado. Este termo foi introduzido por Sörensen em 1909 para se
referir a concentração de H
+
no sistema solo amostrado.
O cálculo do ΔpH (pH KCl - pH H
2
O), é originado dos conceitos citados
anteriormente, relaciona-se com o balanço de cargas elétricas no solo, sendo importante
para determinar a taxa de intemperismo a que o solo foi sujeito. O intemperismo provoca
o aumento de cargas positivas no solo. Portanto, comparando-se dois solos ou mais,
quanto maior o valor do ΔpH (positivo) mais o solo foi exposto ao intemperismo, e quanto
menor o ΔpH (negativo) o solo foi menos exposto a processos de intemperismo.
2.3.2 Determinação da Razão Zircônio/Quartzo e Zr/Ti
Para Luz, Santos e Mermut (1992, p. 96) “a identificação da origem e estádio de
evolução dos solos é fundamental para entender sua dinâmica e interpretar o seu
comportamento físico-químico”. Eles consideram que para a determinação do grau de
intemperismo no estudo da gênese do solo é preciso comparar o regolito com o seu
material de origem.
Demattê, et al. (1991 apud MICHELON, 2006) também afirmam que estudos de
intemperismo envolvem a análise do material de origem e seus produtos de alteração. O
objetivo é determinar quais os teores dos seus elementos constituintes e apresentar uma
32
taxa de seus ganhos e perdas. Os cálculos são geralmente baseados em estimativas
quantitativas dos constituintes do solo em proporção à quantidade de pelo menos um
elemento considerado imóvel. Estes elementos são enriquecidos residualmente em
relação àqueles mais móveis, perdidos de minerais solúveis nas zonas de lixiviação no
perfil do solo.
Marshal (1940) propôs um método para avaliar ganhos e perdas de solo durante
seu desenvolvimento, através do uso destes elementos químicos considerados imóveis e
ocorrentes em minerais resistentes ao intemperismo. Para este autor, o uso de tais
elementos e também de minerais resistentes ao intemperismo, proporciona um modo de
estabelecer a uniformidade original do manto de intemperismo através da razão entre
dois deles, se mostrando eficaz para identificar alterações provocadas pelos processos
pedogenéticos.
Sudom e St. Arnaud (1971) afirmam também que o uso de minerais estáveis e de
seus elementos químicos, fornecem meios de estabelecer a uniformidade original de um
solo, acrescentando que tais elementos também permitem fazer uma avaliação
quantitativa das mudanças ocorridas durante o seu desenvolvimento. Para eles, dentre o
uso de elementos imóveis, o que se tem tido melhores resultados é a utilização de
zircônio e quartzo.
Têm-se bons resultados com o zircônio pelo fato dele ser, relativamente, inafetado
pelo intemperismo, apesar de estar presente na fração argila e poder ser deslocado junto
com elas nos perfis de solo. As grandes quantidades de quartzo nos solos em geral,
fornecem um componente relativamente inerte, podendo ser prontamente determinado
quantitativamente e no qual existem mínimos riscos de ocorrer erros nas amostras.
Luz, Santos e Mermut (1992) aplicaram a razão entre zircônio e quartzo em uma
topossequência do semi-árido de Pernambuco no sentido de verificar a uniformidade
entre saprolito e regolito, averiguando a natureza e correspondência do material de
origem e solo. Os valores encontrados por eles em dez horizontes distribuídos em três
perfis de solos permitiram identificar a existência de descontinuidades litológicas,
sugerindo transporte e acúmulo de material ao longo da topossequência. Esta razão
possibilitou também a estes autores aferir que apenas um horizonte, que se situava em
alta vertente, teria características autóctones. Cabe ressaltar que estes autores utilizaram
de análises micromorfológicas, fundamentais para a confirmação de tais interpretações.
Os elementos Zr e Ti também têm sido utilizados como indicadores da quantidade
de material de origem que foi intemperizado para produzir determinado volume de solo,
bem como para indicar a ocorrência de descontinuidade litológica no perfil de
intemperismo
. Contudo, em determinadas condições, esses elementos, considerados os
mais inertes durante o intemperismo, podem se mobilizar. Deste modo, Taylor e
33
Enggleton (2001) afirmam que para eliminação das inferências errôneas, a que podem
levar essas proposições, pode ser utilizada a relação entre os elementos zircônio e o
titânio.
2.3.3 Micromorfologia de Solos
Os níveis de organização da cobertura pedológica estão embutidos uns nos
outros e suas ordens de grandeza variam do quilômetro (km) ao micrometro (mm) ou
mesmo ao angströn (Å) (FILIZOLA e GOMES, 2006). Estes autores afirmam também que
dentro de uma cobertura pedológica ocorrem diferentes horizontes e volumes de solos
que se superpõem, justapõem, superimpõem, etc. Cada um desses horizontes é
composto por um conjunto de agregados e vazios que quando cortados e colados a
lâminas permitem identificar, na escala micromorfológica, o arranjo dos constituintes que
compõe o fundo matricial.
Resende et al. (1995) consideram que como o próprio termo sugere,
“micromorfologia” refere-se, na ciência dos solos, ao estudo da organização do solo em
escala microscópica, através de seções finas (aproximadamente 25 μm de espessura)
com auxílio de microscópio ótico polarizante.
Castro (2002) denomina essas organizações microscópicas de microorganizações
pedológicas ou microestruturas e que a micromorfologia contempla o estudo detalhado
dessas organizações, ou seja, dos constituintes dos agregados dos horizontes de solo e
de suas relações, seu grau de preservação face às adições ou perdas, contribuindo para
importantes deduções a respeito dos processos pedológicos e morfogenéticos
envolvidos.
Essa autora, afirma também que a micromorfologia de solos permite caracterizar
as organizações pedológicas com a finalidade de diferenciar e classificar horizontes ou
perfis de solo, avaliar seus estágios de evolução e grau de equilíbrio. Este tipo de análise
detalhada serve para diagnosticar filiações litológicas e/ou pedogenéticas entre os
materiais, os processos e mecanismos a elas associados (alteração, pedogênese e
morfogênese).
A caracterização dos arranjos e constituintes presentes nas amostras auxilia a
identificação, diagnóstico e prognóstico do comportamento e funcionamento do solo,
dando subsídios à Pedologia no entendimento de gênese, morfologia, comportamento
geoquímico, entre outros. Subsidia também a Geomorfologia, permitindo uma melhor
compreensão dos processos de vertentes (movimentos de massa), depósitos correlativos
e até mesmo em cronoestratigrafia.
34
Resende et al. (1995) consideram que um estudo micromorfológico deve estar
sempre associado à análise do perfil do solo e da paisagem do qual o mesmo faz parte. A
pedogênese altera a posição e o tamanho dos constituintes do solo, reorganizando-os e
assim originando as mais variadas configurações, de acordo com as características
ambientais locais. Existe ainda a natureza mineralógica, principalmente a do plasma, que
de acordo com estes autores, influencia propriedades muito importantes no estudo da
micromorfologia do solo.
Existem várias terminologias específicas no estudo micromorfológico para se
referir aos constituintes do solo, mas algumas mais importantes são especificadas neste
trabalho. Plasma é todo material mineral e orgânico de tamanho coloidal relativamente
solúvel que tenha se movimentado e/ou concentrado e que não está retido em grãos.
Esqueleto compreende os minerais primários e os fragmentos orgânicos duros de
tamanho superior ao coloidal, enquanto que os poros se manifestam em diversos
tamanhos (micro, meso e macro) e formas. Trama ou fábrica é o termo para se referir ao
arranjo espacial das partículas sólidas do solo e os poros a elas associadas. Ou seja,
plasma mais esqueleto mais poros é igual à trama.
As formas pela qual a trama se dispõe pode ser uma indicação segura de
fenômenos marcantes de eventos relacionados à gênese do solo, podendo esclarecer
tanto aspectos especificamente classificatório, quanto identificar tendências sobre o
comportamento do solo.
Resende et al. (op. cit., p. 238) afirmam a importância de relacionar o esqueleto
ao plasma, denominada por ele como “distribuição relativa do esqueleto e do plasma
(g/f)”, onde essa razão exprime a distribuição das partículas grosseiras (g) em relação às
partículas finas (f) do material do solo.
Deste modo, o estudo qualitativo e quantitativo da relação esqueleto e plasma é
fundamental na interpretação dos processos pedogenéticos e morfogenéticos ocorrentes
em determinada superfície. A variação da distribuição e das características tanto do
plasma quanto do esqueleto, e até mesmo dos poros ao longo de uma seqüência, pode
estar relacionada a diversos fenômenos que atuaram no processo de formação e
evolução do solo local e consequentemente oferecer pistas a interpretação do processo
evolutivo geomorfológico regional. Vários pesquisadores utilizaram destas informações
para tais interpretações, onde dois trabalhos serão apresentados a seguir.
Figueiredo et al. (2004), através de análises química, física e micromorfológica,
conseguiram caracterizar a cobertura pedológica e assim interpretar possíveis origens e
processos ocorrentes em três vertentes estudadas na região do Complexo Bação
localizado ao S/SE do Quadrilátero Ferrífero, em Minas Gerais. Esqueletos de quartzos
com ferruginizações e de contato abrupto com o plasma foram encontrados nos
35
horizontes B dos perfis de média vertente das três topossequência analisadas. Devido às
características micormorfológicas desses esqueletos serem bastante semelhantes as dos
perfis de alta encosta (interflúvios) e ao fato de não apresentarem contato gradual com o
plasma, estes autores chegaram à conclusão que se tratara de um material transportado
(alóctone)
.
Já Menezes (2006) fez uma análise micromorfológica das formações superficiais
de uma topossequência no Córrego do Quebra, na Depressão de Gouveia em Minas
Gerais. Pelas lâminas delgadas, percebeu que as características litológicas e texturais do
saprolito não são encontradas na matriz que envolve as linhas de pedra e nem no solum,
denotando assim uma descontinuidade erosiva e consequentemente um indicio de
material coluvial. Esse indicio é reforçado pela presença de fragmentos de xistos em
diferentes estágios de alteração, estando alguns ainda preservados, mesmo em
horizontes de maior evolução pedológica (Figuras 6 A e 6 B). Também a ocorrência de
quartzo e xistos dissociados do plasma reforça ainda mais o processo de coluvionamento
existente na vertente estudada.
Figuras 6 A e 6 B: Xisto com características preservadas e solto na massa do solo.
Fonte: Menezes (2006)
Menezes (2006) também ressalta que em todos os horizontes que formam o
solum foi encontrado um esqueleto predominantemente quartzoso com ferruginações,
mas sem continuidade no plasma, atestando ainda mais a aloctonia do material e a
relação do plasma e esqueleto como fundamentais na interpretação dos processos
ocorrentes na vertente.
36
3. ASPECTOS FÍSICOS REGIONAIS E LOCAIS
Este capítulo tem o intuito de primeiramente abrir uma discussão sobre os
aspectos físicos regionais da Serra do Espinhaço Meridional (SdEM), onde os processos
de evolução e formação geológica e geomorfológica serão apresentados. O objetivo é
fazer uma contextualização dos processos regionais que influenciaram diretamente a
formação da Depressão de Gouveia, área de estudo desta dissertação, onde
posteriormente serão demonstradas as suas características ambientais, tais como:
Geologia, Geomorfologia, Pedologia, Hidrografia, Clima, Vegetação e uso do solo.
Finalmente, serão apresentadas as características especificas do Córrego dos Pereiras e
da vertente utilizadas como áreas de amostragem da Depressão, contextualizando-as em
seus respectivos lugares na bacia do Chiqueiro/Areia.
3.1 ESTRATIGRAFIA E GEOTECTÔNICA DA SERRA DO ESPINHAÇO MERIDIONAL
O nome “Serra do Espinhaço” foi dado por Eschwege (1822) para se referir ao
“divisor de águas entre o Atlântico e os rios São Francisco, Paraná e Uruguay”, enquanto
que Derby (1906) redefiniu como o divisor de águas da porção oriental da bacia do São
Francisco, que se estende desde Ouro Preto em Minas Gerais, a Juazeiro na Bahia,
passando por Diamantina também em Minas Gerais (KNAUER E GROSSI-SAD, 1997).
Saadi (1995) afirma que a denominação “serra” para se referir a este orógeno,
seria um termo, de certa forma, errôneo, pois esconde uma realidade fisiográfica que
seria mais bem definida como “planalto”. Já o nome Espinhaço foi dado por Eschwege
em referência ao caráter rugoso e escarpado (KNAUER E GROSSI-SAD, 1997).
A Serra do Espinhaço é uma faixa orogênica antiga que se estende por mais de
1.200 Km, desde a região central de Minas Gerais até ao norte da Bahia, em forma
arqueada com convexidade orientada para oeste. A sua largura varia desde alguns
quilômetros a mais de 100 Km, onde as faixas mais largas encontram-se em sua porção
meridional. Este planalto denominado de serra pode ser dividido nitidamente em dois
compartimentos diferenciados pela sua litoestrutura e morfologia: os planaltos
sententrional e meridonal, onde são separados por uma zona deprimida e alongada na
direção SE-NW pouco ao norte da cidade de Diamantina (SAADI,1995).
A Serra do Espinhaço em sua porção meridional bordeja o sudeste do Cráton do
São Francisco e estende-se por cerca de 300 Km na direção S-N, desde o Quadrilátero
Ferrífero, nas proximidades de Belo Horizonte, até a região de Olhos d’Água ao norte de
37
Diamantina (Figura 7). A porção meridional é relevante a este trabalho por estar nela
situada a Depressão de Gouveia.
Figura 7: Mapa de localização da Serra do Espinhaço Meridional.
Fonte: Rocha (2004)
38
Quanto à composição estratigráfica e evolução geotectônica da Serra do
Espinhaço Meridional, optou-se por fazer uma descrição das características geológicas
básicas a partir de alguns autores, como: Almeida Abreu e Pflug (1994); Almeida Abreu
(1995); Dussin e Dussin (1995); e Almeida Abreu, Fraga e Neves (2005).
A escolha destes autores se deu por tratar de publicações relativamente recentes
e abrangerem e corresponderem a modelos globais de evolução tectônica. Primeiro será
descrita a estratigrafia e posteriormente como os processos geotectônicos de formação
da Serra do Espinhaço influenciaram na formação estratigráfica da região.
3.1.1 Estratigrafia
De acordo com Almeida Abreu (1995), a Serra do Espinhaço Meridional se
estrutura em 3 conjuntos tectono-estratigráficos maiores: o Complexo Basal e os
supergrupos Rio Paraúna e Espinhaço (Tabela 3 e rever a Figura 7).
Tabela 3: Estratigrafia da SdEM.
SUPERGRUPO ESPINHAÇO
GRUPO
FORMAÇÃO LITOLOGIA
ESPESSURA
(METROS)
CONSELHEIRO
MATA
9 – RIO PARDO GRANDE PELITOS, ARENITOS, LOCALMENTE CARBONATOS 60 - 100
8 – CÓRREGO PEREIRA
ARENITOS (PUROS OU MICÁCEOS), LOCALMENTE
PELITOS
- 250
7 – CÓRREGO DA BANDEIRA PELITOS, ARENITOS 100 - 200
6 – CÓRREGO DOS BORGES
ARENITOS (PUROS OU MICÁCEOS), LOCALMENTE
BRECHA / CONGLOMERADOS QUARTZÍTICOS
- 100
5 – SANTA RITA PELITOS, SUBORDINADAMENTE ARENITOS 100 - 250
GUINDA
4 – GALHO DO MIGUEL
ARENITOS, LOCALMENTE LEITOS PELÍTICOS 500 - 3000
3 – SOPA BRUMADINHO
ARENITOS PUROS, MICÁCEOS OU FERRUGINOSOS,
CONGLOMERADOS POLIMÍTICOS, PELITOS, BRECHA
QUARTZÍTICA, XISTOS VERDES E FILITOS
HEMATÍTICOS.
0 - 250
2 – SÃO JOÃO DA CHAPADA
ARENITOS (MÉDIOS A GROSSEIROS, PUROS OU
MICÁCEOS), FILITOS HEMÁTITICOS, CONGLOMERADO
/ BRECHA BASAL
0 - 300
1 – BANDEIRINHA
ARENITOS PUROS OU MICÁCEOS (INCLUINDO RED
BEDS), CONGLOMERADOS (SUBORDINADO),
LOCALMENTE BRECHAS E PELITOS.
0 - 200
SUPERGRUPO
RIO PARAÚNA
GRUPO COSTA SENA
(CS)
SERICITA / MUSCOVITA XISTOS COM ± QUARTZO,
CIANITA OU TURMALINA E SUBORDINADAMENTE
QUARTZO XISTOS, QUARTZITOS E VULCÂNICAS
ÁCIDAS OU BÁSICAS.
0 - 600
GRUPO PEDRO PEREIRA
(PP)
TALCO XISTOS COM ± CLORITA E ACTINOLITA /
TREMOLITA, SERPENTINITOS, CLORITA XISTOS,
FORMAÇÕES FERRÍFERAS BANDADAS, LOCALMENTE
MICA XISTOS E VULCÂNICAS ÁCIDAS.
0 - 250
COMPLEXO
BASAL
GRANITO DE GOUVEIA
GRANITOS, GRANODIORITOS, TONALITOS
GRUPO CONGONHAS
GNAISSES, MIGMATITOS, LOCALMENTE DIORITO
Fonte: Almeida e Pflug (1994 apud ALMEIDA ABREU, 1995)
39
Bordejando a serra, com menor expressividade, encontram-se também unidades
dos grupos Macaúbas e Bambuí. O Complexo Basal é encontrado, principalmente, na
faixa mediana-central da SdEM representado, predominantemente, por rochas graníticas
(como os granitos do Complexo Gouveia onde se encaixa a Depressão de Gouveia)
datadas em 2.839 ± 14 Ma por Machado et al. (1989).
O Supergrupo Rio Paraúna é um seqüência supracrustal que aflora na faixa
mediana-central e na borda sudeste da SdEM e subdivide-se em dois grupos: a unidade
inferior, referente ao Grupo Pedro Pereira de distribuição areal muito restrita datado em
2.971 ± 16 Ma por Machado et al. (op. cit.); e a unidade superior, do Grupo Costa Sena,
considerada a mais importante deste supergrupo em termos de distribuição areal. Este
supergrupo junto com o Complexo Basal corresponde às formações geológicas do
Arqueano, bem anteriores aos processos de rifteamento e cavalgamento responsáveis
pela formação do Orógeno Espinhaço.
A SdEM é edificada essencialmente pelas rochas do Supergrupo Espinhaço, no
qual dominam amplamente a sua superfície. Este supergrupo é divido por Almeida Abreu
(1995) em 2 unidades principais: o Grupo Guinda e o Grupo Conselheiro Mata. De acordo
com este autor, o Grupo Guinda é um termo introduzido por Knauer (1990), em
substituição ao termo Grupo Diamantina, de Dussin et al. (1985). Este grupo corresponde
a uma espessa seqüência de sedimentos de origem continental intercalados por
metavulcanitos relacionados à fase rifte da Bacia Espinhaço. Já o Grupo Conselheiro
Mata, representa um espesso pacote de sedimentos de origem marinha costeira, mas
havendo alguma contribuição de sedimentos de origem continental.
Uma significativa quantidade de rochas metabásicas se encontram na forma de
soleiras, diques, sills e stocks, ocupando cerca de 2,5% da superfície areal da SdEM
(HOPE, 1986 apud ALMEIDA ABREU, 1995). Relações estratigráficas denotam que são
rochas ígneas pós-tectônicas, ou seja, posteriores à formação do Supergrupo Espinhaço,
em que datações feitas por Machado et al. (1989) revelam idades da ordem de 906 ± 2
Ma (Neoproterozóico).
O Grupo Macaúbas corresponde a metassedimentos de origem glacial, arenosos
e conglomeráticos encontrados sobre unidades do Supergrupo Espinhaço e afloram em
uma estreita faixa ao longo da borda ocidental da SdEM. O Grupo Bambuí, composto por
seqüências carbonáticas, ocupa vasta área do Cráton do São Francisco e outras áreas
nas bordas oeste e norte da serra, recobrindo rochas do Grupo Macaúbas ou do
Supergrupo Espinhaço.
40
3.1.2 Geotectônica
Dussin e Dussin (1995) afirmam que as bacias do Mesoproterozóico sobre a
borda sudeste do Cráton São Francisco na região de Minas Gerais, denunciam um
sistema de forças em regime extensivo que afetaram a crosta após a orogênese
transamazônica e conduziram a um adelgaçamento da litosfera continental, em que as
partes superiores sofreram ruptura e fraturação (Figura 8). Esse processo é denominado
de rifting, onde nos locais de formação dessas bacias foram depositados sedimentos que
hoje correspondem às rochas do Supergrupo Espinhaço.
(1) Litosfera; (2) Astenosfera; (3) Zona de fusão parcial; e (4) Crosta
Fonte: Dussin e Dussin (1995)
Esse processo de riftemento iniciou-se há cerca de 1.750 Ma (Paleoproterozóico),
dando inicio a acumulação de mais de 5.000 metros de sedimentos predominantemente
do tipo arenítico, os quais hoje formam a estratigrafia do Supergrupo Espinhaço
(ALMEIDA e PFLUG, 1994).
Figura 8: Representação da evolução geotectônica do Rifte Espinhaço.
41
Almeida Abreu (1995) diz que as 3 formações inferiores do Supergrupo Espinhaço
(formações Bandeirinha, São João da Chapada e Sopa-Brumadinho), guardam em seus
sistemas deposicionais e em seus elementos estruturais marcas correspondentes a
tectônica de regimes extensivos, demonstrando que o Rifte Espinhaço evoluiu em 3 fases
distintas.
A primeira fase é referente ao inicio do rifteamento (1.750 Ma), quando vários
domínios continentais sofreram processos de distensão crustal fragmentando um
supercontinente amalgamado entre 2.100 e 1.800 Ma. O registro sedimentar e vulcânico
dessa fase é encontrado na porção mediana-central da SdEM, em que metassedimentos
da Formação Bandeirinha foram depositados em ambientes fluviais com contribuição
eólica e de leques aluviais.
Diferentemente da primeira fase que foi marcada por intensa atividade termal
(vulcanismo), a segunda fase do rifteamento Espinhaço é caracterizada por relaxação
termal da crosta onde se instalou uma larga e extensa bacia fluvial, responsável pela
deposição da Formação São João da Chapada. Já na terceira fase, há a retomada de
extensão crustal associada ao forte aquecimento termal, sendo depositadas as
formações Sopa-Brumadinho e Galho do Miguel.
No Mesoproterozóico, por volta de 1.250 Ma, devido ao assoreamento completo
desta bacia sedimentar e conseqüentemente ao aumento de densidade da crosta, ocorre
o colapso da mesma, iniciando processo de subducção e assim o processo de inversão
tectônica, no qual ocorre o fechamento da bacia por esforços compressivos de E para W
gerando o Orógeno Espinhaço. Nos 250 Ma posteriores ocorreu a sedimentação
glaciogênica do Grupo Macaúbas, de maior expressividade na porção sententrional da
Serra do Espinhaço.
No inicio do Neoproterozóico, em torno de 900 Ma, mais um evento distensivo
atingiu a região (Extensão Brasiliana). Dussin e Dussin (1995, p. 22) denominam este
evento de Rift Araçuaí, em que “as taxas de extensão foram pequenas e a fraturação
crustal foi sinalizada apenas pela intrusão de diques de afinidade toleítica, que cortam
todas as seqüências do Supergrupo Espinhaço e seu embasamento”, correspondendo às
rochas metabásicas que ocupam 2,5% da superfície areal da SdEM citadas
anteriormente. Este evento ainda foi responsável pela subsidência do Cráton do São
Francisco, permitindo a formação da bacia que recebeu os sedimentos pelítico-
carbonáticos do Grupo Bambuí.
Ao final do Neoproterozóico (650 a 550 Ma), a compressão do Supercontinente
Godwana promove o fechamento das bacias do Meso e Neoproterozóico, havendo a
superposição do Supergrupo Espinhaço às dos grupos Macaúbas e Bambuí, levando a
estruturação da Faixa Araçuaí. Por volta de 190 e 170 Ma de anos, no Mesozóico, ocorre
42
um novo episódio de extensão crustal (fragmentação do Gondwana – Figura 9)
denotados por diques de basaltos que cortam unidades estratigráficas regionais, como as
próprias deformações do brasiliano, constituindo o último evento tectônico que atingiu a
borda leste do Cráton São Francisco (DUSSIN e DUSSIN, 1995).
(1) Litosfera; (2) Astenosfera; (3) Zona de fusão parcial; e (4) Crosta
Fonte: Dussin e Dussin (1995)
3.1.3 Geomorfologia
Como resultado desta complexa evolução geotectônica somado a processos
exógenos, o Espinhaço, como já afirmado, tornou-se um grande planalto que pode ser
dividido nitidamente em dois compartimentos diferenciados pela sua litoestrutura e
morfologia: os planaltos sententrional e meridonal, separados por uma zona deprimida.
A descrição geomorfológica do Planalto Meridional, região de interesse neste
trabalho se baseia em Saadi (1995). De acordo com este autor, a média altimétrica desta
superfície está em torno de 1.200m, com ponto culminante no Pico do Itambé de 2.062m.
Figura 9: Extensão do Espinhaço Meridional no Brasiliano e Triássico/Jurássico.
43
Morfologicamente, este grande compartimento é caracterizado, geralmente, por um plano
suavemente convexo alinhado em um eixo inclinado de norte para sul. A predominância
litológica de quartzitos faz com que o Planalto Meridional seja composto por uma
superfície rígida e por conseqüência, altamente fraturada e falhada.
Os processos de dissecação e esculturação fluvial em meio a esta superfície
resultaram em formas de relevos como cristas, escarpas e vales profundos orientados às
direções tectônicas e estruturais. Encravadas neste grande compartimento planáltico,
existem áreas deprimidas, onde rochas granitóides, metassedimentares e metavulcânicas
sustentam morfologias colinares policonvexas mais ou menos suavizadas.
A Depressão de Gouveia exemplifica bem as áreas deprimidas do Planalto
meridional, correspondendo a um relevo escavado em gnaisses e xistos arqueanos,
justapostos aos quartzitos devido a uma tectônica de empurrão e nappes. A formação
dessa depressão sofreu uma grande influência estrutural, em que a sua evolução é
caracterizada por um processo de erosão diferencial, fazendo com que seja circundada
por proeminentes escarpamentos (superfície de cimeira). Esta depressão é de grande
importância neste trabalho por ser a área de estudo onde está localizada a vertente de
amostragem. Dessa forma, a sua descrição geomorfológica e os outros aspectos
ambientais serão mais bem detalhados no próximo tópico.
3.2 CARACTERIZAÇÃO AMBIENTAL DA DEPRESSÃO DE GOUVEIA
3.2.1 Localização
A Depressão de Gouveia encravada na porção meridional da Serra do Espinhaço
mineiro se localiza na porção centro-norte do Estado de Minas Gerais. Politicamente essa
depressão está dentro dos limites municipais da cidade de Gouveia/MG (Figura 10), e
ocupa uma área de 874,9 Km
2
,fazendo parte da Micro-região mineradora de Diamantina
e da Macro-região do Alto Jequitinhonha. Gouveia está ligada a capital do Estado através
da BR-040, que vai de Belo Horizonte a Paraopeba, depois pela BR-135 de Paraopeba a
Curvelo, e por fim pela BR-259 de Curvelo à Gouveia, percorrendo em torno de 250 km.
A Depressão de Gouveia é banhada pelas bacias dos ribeirões Areia e Chiqueiro
que se confluem e deságuam no Rio Paraúna, nível de base regional, cuja suas
nascentes encontram-se nas superfícies de cimeira onde estão as escarpas quartzíticas
que circundam a depressão em todas as direções.
44
3.2.2 Geologia
Este tópico descreve as características geológicas da Depressão de Gouveia.
Para um modo mais didático de apresentação, optou-se em descrever a geologia
referente às bacias do Areia e do Chiqueiro por constituir-se uma área mais bem definida
espacialmente, que abrange por completo a depressão e seus arredores (Figura 11).
- O piso da Depressão de Gouveia tem por substrato rochoso litologias do
embasamento Arqueano, denominado localmente de Complexo Gouveia. Apesar da
predominância de migmatitos, granitos e gnaisses no embasamento, há afloramento de
Diques e Soleiras de Metabásicas (intrusões) do Proterozóico Superior orientados no
sentido NNW/SSE, eixo preferencial do sistema regional de falhas e fraturas (SALGADO
E VALADÃO, 2003). Também aflorados em meio ao embasamento Arqueano, os xistos
verdes do Grupo Pedro Pereira estão fortemente dobrados e tectonicamente encaixados
nesse embasamento (SAADI e VALADÃO, 1987).
Figura 10: Mapa de localização da Depressão de Gouveia em relação aos municípios de
Gouveia, Datas e às bacias dos ribeirões da Areia e do Chiqueiro.
45
Figura 11: Mapa Geológico das bacias do Chiqueiro e Areia abrangendo a Depressão de Gouveia.
46
- As rochas quartziticas compõem a superfície de cimeira, que dentre os limites
das referidas bacias hidrográficas, correspondem às formações Galho do Miguel, Sopa
Brumadinho e São João da Chapada, correspondentes ao Grupo Guinda do
Supergrupo Espinhaço. Rochas essas que foram intrudidas durante o Proterozóico: a
primeira formação corresponde a até 500m de quartzitos puros; a segunda a filitos,
quartzitos médios a grosseiros e metaconglomerados; e a última a quartzitos médios a
grosseiros e filitos hematíticos. Ainda existe o Grupo Costa Sena do Supergrupo Rio
Paraúna, constituído de quartzo-mica-xistos e de quartzito com lentes de
metaconglomerados. Cabe ressaltar que as intrusões metabásicas (diques e soleiras)
afloram também nas superfícies de cimeira, entre as formações supra citadas.
3.2.3 Geomorfologia
A erosão que atuou localmente no processo evolutivo de formação da Depressão
de Gouveia, sofreu grande influência estrutural e se deu de forma diferenciada, retirando
camadas de rochas metamórficas e expondo rochas do embasamento (AUGUSTIN,
1995a). O embasamento de origem Arqueana aflora no eixo de um grande Anticlinório,
pertubado por falhamentos de empurrão ou inversos dando origem a zonas milonitizadas
ao longo dos contatos com xistos sobrejacentes, onde se escavou a depressão na
direção N-S (FOGAÇA e SCHOLL, 1984 apud SAADI e VALADÃO, 1987).
Augustin (1995a) afirma que o encaixe da drenagem dos ribeirões da Areia e do
Chiqueiro, seguindo, principalmente, os eixos dos sinclinais e anticlinais, foi responsável
pela expansão do talvegue à montante e pelo alargamento proporcionado pelo recuo
lateral das escarpas da superfície de cimeira, num modelo semelhante ao proposto por
King (1956). Isso propiciou a coexistência de superfícies erosivas como a Superfície Sul-
Americana com outra mais recente, a Superfície Velhas, do Terciário Superior.
Deste modo, a morfologia da área em questão ficou marcada por uma depressão
de 300 metros de profundidade escavada na direção norte/sul no embasamento
cristalino, bordejada por escarpas xistosas e quartzíticas em que no topo existe uma
grande superfície tabular elaborada nas seqüências do Supergrupo Espinhaço (SAADI e
VALADÃO, 1987).
Estes autores afirmam que a estruturação geomorfológica da bacia
Chiqueiro/Areia se dá através de quatro níveis altimétricos (descritos a seguir),
correspondentes a marcos cronológicos do processo evolutivo do relevo da depressão,
promovido pelo escavamento do anticlinório de Gouveia (Figura 12). A figura 13 mostra
de forma esquemática, através de um modelo digital de terreno e hipsometria, esta
47
estruturação, onde o fundo da Depressão de Gouveia é definido, principalmente, pelas
cotas altimétricas que vão de 950 a 1100 m.
Figura 12: Perfil Geomorfológico da Depressão de Gouveia
Adaptado de: Saadi (1995)
1. > 1.300 m: caracterizados por morros e cristas monoclinais correspondentes a
resíduos de uma superfície de erosão atribuída de acordo com King (1956) ao
Ciclo Pós-Gondwana (Cretáceo Inferior).
2. Entre 1250 e 1300 m: superfície dissecada seguindo alinhamentos tectônicos
e truncando seqüências dobradas dos Supergrupos Espinhaço e Paraúna,
resultante do Ciclo Sul-americano de King.
3. Entre 1000 e 1100 m: corresponde ao fundo da depressão onde existem
colinas e interflúvios alongados modelados em xistos e granitos. Entre 1050 e
1000 m se nivelam topos planos correspondentes a relíquias de pedimentos
que coalesceram, provavelmente, no período Plio-Quaternário (Ciclo Velhas
?).
4. Entre 950 a 1000 m: também corresponde ao fundo da depressão, onde se
situam os fundos dos vales, existindo alvéolos entulhados por aluviões. Nas
planícies dos cursos inferiores são mais largas e estão em processo de
colmatação atual.
48
Figura 13: Modelo Digital de Terreno e Hipsometria das bacias do Chiqueiro e da Areia.
49
3.2.4 Pedologia
O processo pedogenético, geralmente, está diretamente associado aos fatores
geológicos e geomorfológicos. Em conformidade com isso, a evolução e características
dos solos da região da Depressão de Gouveia estão associadas a estes fatores.
Os primeiros estudos de solos da região de Gouveia foram realizados por
Augustin (1995b), Figueiredo (1999) e Ádamo (2001). Posteriormente, Diniz (2002)
efetuou um estudo mais detalhado dos solos da região ao realizar o levantamento
pedológico da porção norte da Bacia do Ribeirão Chiqueiro, relacionando as classes de
solo com processos erosivos.
Deste modo, este autor atesta a existência de cinco classes de solos principais na
região, sendo:
- LATOSSOLOS VERMELHO-AMARELOS que estão relacionados,
principalmente, às rochas graníticas e as superfícies de baixa declividade em vertentes
extensas e uniformes, sob relevo convexo-retilíneo;
- LATOSSOLOS VERMELHOS estão diretamente relacionados às rochas
metabásicas como material parental, associando-se ao relevo suave ondulado em
vertentes convexo-retilíneas extensas e ao relevo ondulado em vertentes convexo-
convexas;
- CAMBISSOLOS estão relacionados, principalmente, ao relevo ondulado e forte
ondulado com declividade em torno de 12° sob granito e xistos;
- NEOSSOLOS LITÓLICOS observados em áreas de maior altitude em áreas de
relevo montanhoso de cristas monoclinais com declividade em torno de 27° e em áreas
de relevos mais aplainados ou colinosos associados a variações de quartzo e quartzitos
sob clima mais frio;
- NEOSSOLO FLÚVICO está associado aos terraços, onde há baixa declividade e
relevo plano, cujo material parental é originado de sedimentos e os processos fluviais
retardam a sua evolução.
Silva (2004) complementou o estudo efetuado por Diniz (2002), no qual fez a
análise da compartimentação morfopedológica e dos sistemas pedológicos de toda a
Bacia do Ribeirão Chiqueiro, gerando um mapa morfopedológico mais detalhado, onde
foi possível identificar maior número de classes de solos (Figura 14).
50
Figura 14: Mapa da Compartimentação Morfopedológica da Bacia do Chiqueiro.
Fonte: Silva (2004)
51
3.2.5 Clima
De acordo com Neves, Abreu e Fraga (2005), o clima da Serra do Espinhaço
Meridional é determinado pelos parâmetros normais do zoneamento climático global,
representados pela latitude, longitude e continentalidade. Em temos gerais, a região
situa-se na faixa do clima tropical Brasil central, mais especificamente em região
subquente e semi-úmida, com 4 a 5 meses secos.
Por uma especificidade regional, o clima é fortemente influenciado pelo fator
orográfico, pois o alinhamento do orógeno Espinhaço possui uma altitude média de 1.250
m acima do nível do mar. Por este fator, o clima tropical da região apresenta um
predomínio de temperaturas amenas por todo ano. O mecanismo atmosférico atuante se
caracteriza por uma notável irregularidade, sujeita a apresentar distintas alterações em
sua dinâmica de um ano para o outro.
A topografia regional também favorece a preciptação. O ar sofre ascensão
orográfica, aumentando a turbulência e assim a umidade é condensada causando fortes
precipitações. Essas chuvas serão concentradas nos frontes de elevação, ou seja, nas
regiões de barlavento a leste, onde recebe diretamente o ar úmido vindo dos oceanos.
Por outro lado, a região oposta à que recebe o ar úmido, denomina-se sotavento, pois o
ar perdeu umidade e se aqueceu, caracterizando o clima desses locais como mais seco e
quente.
Mais especificamente na Depressão de Gouveia, ao analisar o diagrama
ombrotérmico (Figura 15) elaborado a partir dos dados de 1942 a 1969 da estação
metereológica da cidade de Gouveia, verifica-se que o clima é mesotérmico, Cwb na
classificação de Koppen. Caracteriza-se por verões brandos e úmidos (outubro a abril),
invernos mais frescos e secos (junho a agosto) e curtas transições realizadas nos meses
de maio e setembro.
A preciptação média anual varia de 1.250 a 1.550 mm e a temperatura média
anual está entre 18 e 19° C. Neves, Abreu e Fraga (2005) afirmam também que a
insolação anual é elevada, com uma média de 2.203 horas/ano que condiciona uma
considerável evapotranspiração potencial, com valores médios anuais de 776 mm. Isto
faz com que a umidade relativa do ar seja quase sempre elevada, revelando médias
anuais de 75,6 %.
52
Figura 15: Diagrama Ombrométrico elaborado a partir dos dados da estação de
Gouveia.
Fonte: Neves, Abreu e Fraga (2005)
3.2.6 Cobertura Vegetal e Uso/Ocupação do solo
As distribuições espaciais do uso do solo e da cobertura vegetal nas bacias da
Areia e do Chiqueiro, assim como os solos da região, estão diretamente condicionadas
pelas características geológicas e geomorfológicas.
Salgado (2002) ao estudar a bacia da Areia e do córrego Rio Grande, afluente da
bacia do Chiqueiro, afirma a existência de dois compartimentos de uso e ocupação do
solo e cobertura vegetal (Figura 16), que coincidem com os dois compartimentos
geológicos e geomorfológicos regionais.
O Supergrupo Espinhaço, onde estão os domínios das serras quartzíticas,
condiciona um relevo acidentado de encostas íngremes e também solos arenosos pouco
desenvolvidos. Estes fatores proporcionam uma vegetação escassa representada,
predominantemente, por gramíneas, cactáceas e por alguns arbustos, caracterizando-a
por fitofisionomia do tipo campo rupestre ou de altitude.
Quanto ao uso e ocupação do solo neste compartimento, o predomínio de solos
rasos dificulta a atividade pecuária. A ocupação humana, em geral, é bastante esparsa e
rara, com algumas exceções como o povoado de Bocaina, um aglomerado de poucas
casas que são mais utilizadas para veraneio do que como residências.
53
O segundo compartimento, onde a paisagem é sustentada por rochas do
Complexo Gouveia, caracteriza-se por uma superfície deprimida de encostas suaves e
alongadas, já caracterizada como a Depressão de Gouveia. Quanto à vegetação,
predomina um estrato herbáceo, porém rico em espécies arbóreas e arbustivas. A
paisagem é marcada por uma fitofisionomia do tipo cerrado degradado, servindo como
pastos naturais e também dando lugar a pastos plantados com Brachiária (QUINTERO,
2000). Augustin (1995b) assegura que a ocupação dos fundos dos vales se dá por matas
ciliares, sendo mais densa nas áreas de anfiteatros côncavos (nascentes) e ou no interior
das voçorocas já colonizadas.
Neste compartimento o uso do solo é bem mais intenso que nos domínios das
serras, e as marcas das alterações antrópicas (pastagem, pecuária, agricultura e etc) são
muito mais visíveis na paisagem. É onde também se encontra as principais cidades e
vilarejos, como a própria cidade de Gouveia e povoados como Pedro Pereira e Cuiabá.
Apesar dessa divisão, em ambos os compartimentos de serra e depressão, o
principal tipo de uso e ocupação do solo é a pecuária extensiva de gado bovino em
pequenas propriedades. Esta pecuária é feita geralmente com pouco investimento de
capital, com gado mestiço e técnicas de manejo tradicionais, em que as pastagens
geralmente são naturais (SALGADO, 2002).
Figura 16: Dois compartimentos de paisagem: áreas deprimidas de encostas suaves,
alongadas e com vegetação de cerrado degradado e matas ciliares; e domínios serranos
(ao fundo), de encostas íngremes e escarpadas com campo rupestre.
54
3.2.7 Hidrografia
A Depressão de Gouveia é banhada por duas bacias hidrográficas, a dos ribeirões
da Areia e a do Chiqueiro. Hierarquicamente, o Ribeirão do Chiqueiro é um afluente do
Ribeirão da Areia e desemboca próximo ao município de Capitão Felizardo no Rio
Paraúna (Figura 17), sendo que este último tem o seu leito correndo no sentido E-W,
vindo a desembocar no Rio das Velhas que é afluente do Rio São Francisco.
Figura 17: Bacia dos ribeirões do Chiqueiro e da Areia desaguando no Rio Paraúna e a
bacia do Córrego Rio Grande em destaque onde se encontra o Córrego dos Pereiras.
As nascentes dos principais canais fluviais que compõem esta bacia se encontram
sobre os quartzitos do compartimento dos domínios serranos e apresentam maior
cristalinidade. A rede de drenagem segue um padrão determinado pela litologia, sendo
dendrítica no domínio dos granitos e gnaisses e retangular no domínio dos quartzitos
(SILVA, 2004). A exemplo disso, Salgado (2002: p. 61) afirma que “o Córrego do
Tombador, principal tributário do Ribeirão Areia, tem seu curso controlado pela
litoestrutura, orientação N/S paralela à orientação das linhas de escarpas”.
55
O Córrego Rio Grande é afluente do Ribeirão do Chiqueiro e compõem a bacia
Chiqueiro e Areia. Este córrego é destacado por ser nele que deságua o Córrego dos
Pereiras, área de estudo deste trabalho.
A rede hidrográfica da Bacia do Córrego Rio Grande apresenta-se densa e com
mesmo padrão de drenagem de toda bacia. Este córrego nasce com o nome de Córrego
da Gameleira e dentre os canais fluviais principais da sua bacia, destacam-se os
córregos dos Pereiras, da Paciência e do Quebra como tributários do curso fluvial
principal (SALGADO, 2002).
3.3 CARACTERIZAÇÃO AMBIENTAL DA BACIA DO CÓRREGO DOS PEREIRAS
Devido à especificidade desta pesquisa, onde a área de amostragem compreende
uma vertente da bacia do Córrego dos Pereiras e o objeto de estudo se refere a geologia,
geomorfologia e as formações superficiais locais, neste tópico serão tratados
especificamente estes fatores.
Como já visto anteriormente, o Córrego dos Pereiras é um dos importantes
afluentes da bacia do Córrego Rio Grande. Grande parte das características gerais da
Depressão de Gouveia se refere também às suas características ambientais. O Córrego
dos Pereiras se localiza na porção norte da Depressão de Gouveia, a noroeste da cidade
de Gouveia. O acesso a esta bacia se dá pela estrada que vai de Gouveia ao povoado de
Cuiabá, também a noroeste desta cidade.
Apesar de sua pequena extensão, acerca de uns 6.000 m, o Córrego dos Pereiras
abrange quatro diferentes grupos litológicos (Figura 18). As nascentes encontram-se
sobre quartzitos do Proterozóico Médio, correspondente as Formações do Galho do
Miguel, mais especificamente na Serra do Engenho. O terço superior encontra-se sobre
litologias do Proterozóico Inferior, o Grupo Costa Sena, composto por rochas máficas ou
félsicas, além de quartzo, mica-xistos e quartzo xistos. Do médio curso ao terço inferior
há a predominância de rochas graníticas do Complexo Gouveia (Arqueano), havendo
também um afloramento de rocha metabásica correspondente a diques e soleiras do
Proterozóico Superior. Esta última porção da bacia é onde se encontra a vertente
analisada nesta pesquisa, no qual se analisou a topossequência.
56
Figura 18: Mapa Geológico da Bacia do Córrego Rio Grande e o Córrego dos Pereiras
em destaque.
Adaptado de: Ferreira (2002)
A geomorfologia da bacia do Córrego dos Pereiras também reflete essa variação
litológica, podendo ser identificados, geralmente, dois compartimentos de relevo onde a
cobertura pedológica também irá se diferenciar. Um compartimento mais a montante, na
região das nascentes, com relevo mais acentuado e escarpado, predominando solos do
tipo Neossolo Litólico (Figura 19).
57
Figura 19: Mapa de solos da Bacia do Córrego dos Pereiras e a localização da
topossequência analisada.
Adaptado de: Figueiredo, Augustin e Ávila (2008).
O outro compartimento de relevo é referente ao médio e baixo curso da bacia e
corresponde ao piso da Depressão de Gouveia. Há a predominância de formas mais
suaves em que as vertentes são convexo-retilíneo. Ao verificar a figura 19 percebe-se a
predominância de Cambissolos, Latossolos Vermelhos e Vermelho – Amarelos, sendo
neste compartimento onde se analisou a topossequência para o desenvolvimento desta
pesquisa.
Saadi (1995), ao discutir sobre as formas e depósitos na Depressão de Gouveia,
mas especificamente na bacia do Chiqueiro, afirma a existência de variadas feições
denudacionais e deposicionais, cujos topos e rampas têm maior representatividade nas
características geomorfológicas da bacia (Figura 20).
Figura 20: Seção Transversal Litoestratigráfica do Vale do Córrego dos Pereiras.
Representativa na Bacia do Chiqueiro e na Depressão de Gouveia.
Fonte: Saadi (1995)
Os topos são geralmente aplainados e sustentados por depósitos rudáceos e
arenosos, de origem fluvial e fazendo parte do nível pliocênico. Já as rampas
correspondem aos remanescentes de uma rede hidrográfica plio-pleistocênica,
testemunhada por camadas de siltitos, areias e argilitos intercalados por lentes de
cascalhos angulosos.
58
Saadi (op. cit.) ressalta que esses depósitos constituem pacotes compactos
embutidos na superfície sob forma de paleo-canais fossilizados por espessa camada de
areias vermelhas (até 5m), representando uma fase de entulhamento aluvial, no período
Plio-Pleistocênico, na depressão.
A figura 20 também ilustra algumas características geomorfológicas e
litoestratigráficas de um alvéolo do Córrego dos Pereiras. É uma unidade geomorfológica
representativa da bacia, situada nas proximidades de sua confluência com o Córrego do
Rio Grande. Nas paredes das voçorocas situadas neste alvéolo, exibem coberturas
coluviais fossilizando os xistos, enquanto que na sua base apresentam depósitos fluviais
e flúvio-lacustres resultando de uma paleodinâmica de caráter meândrico (SAADI e
VALADÃO, 1987).
Para Augustin (1995a), os anfiteatros e alvéolos são correspondentes ao recuo
das cabeceiras de drenagem da superfície de aplanamento do Ciclo Paraguaçu,
ocorridas no Pleistoceno/Holoceno, onde a sua formação provocou poucas alterações na
superfície Velhas, que se manteve relativamente intacta.
De acordo com essa autora e como já citado anteriormente, a formação e
evolução da Depressão de Gouveia se deu pelo recuo das cabeceiras dos ribeirões da
Areia e do Chiqueiro. Este processo pode ser interpretado a partir do modelo de King
para a evolução do relevo, onde este recuo promove o chamado backwearing, ou seja, a
retração lateral das encostas.
Este processo tem por conseqüência o acúmulo de material detrítico na forma de
rampas suaves que se estendem da base das encostas em direção aos leitos fluviais e
são denominadas de pedimentos. De acordo com os autores supra citados, é isto o que
ocorre na Depressão de Gouveia, onde seu piso está em grande parte recoberto de
material detrítico.
Em conformidade com estas afirmações, Augustin e Windsor (1999) ressaltam
que a pedogênese na região se dá em grande parte sobre materiais coluviais, ocorrida
após o inicio do Holoceno, período de maior estabilidade no qual propiciou a formação de
Latossolos bem desenvolvidos.
59
4. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS
Ross (2003, p.29) considera que o “[...] tratamento metodológico em uma
pesquisa é subproduto direto da teoria [...]” e “[...] a metodologia que norteia a pesquisa,
enquanto a instrumentalização e as técnicas operacionais funcionam como apoio”.
Como o objetivo desta pesquisa é fazer uma análise da organização da cobertura
pedológica de uma vertente na Bacia do Córrego dos Pereiras, optou-se por utilizar a
metodologia de Boulet (1988). Esta metodologia permite uma análise detalhada da
cobertura pedológica, no qual se dá através de abertura de trincheiras e tradagens do
topo à base da vertente, construindo-se assim uma topossequência.
Deste modo, esta pesquisa foi desenvolvida em três etapas. A primeira
compreendeu por atividades de gabinete, a segunda trabalhos de campo em área
selecionada na primeira etapa e a terceira consistiu em atividades de laboratório,
elaboração e síntese dos dados.
4.1 GABINETE
Esta etapa compreendeu um levantamento teórico e cartográfico relacionado às
características geológica, geomorfológica, pedológica, hidrográfica, climática,
vegetacional e uso do solo da região e local de estudo de interesse desta pesquisa, no
qual utilizou-se informações disponíveis em trabalhos anteriores.
Posteriormente, realizou-se fotointerpretação através de fotografias aéreas
pancromáticas do vôo Cruzeiro do Sul 1979 (Companhia de Recursos Minerais) na
escala 1:25.000, com o objetivo de fazer um reconhecimento preliminar da Bacia do
Córrego dos Pereiras.
A fotointerpretação consistiu em etapa fundamental do trabalho, pois permitiu uma
análise da compartimentação geomorfológica geral da bacia, visualizando assim a
variação morfológica das vertentes e orientando antecipadamente os locais considerados
representativos para o levantamento da topossequência, no qual a definição especifica
do local só foi possível com os trabalhos de campo.
Selecionou-se como área de estudo uma vertente na Bacia do Córrego dos
Pereiras (rever Figura 19, p. 58), por situar-se na Depressão de Gouveia e integrar a área
de estudo de um projeto maior, como já foi colocado anteriormente. Os critérios adotados
para a escolha da vertente foram os seguintes: vertente situada em bacia de primeira
ordem; manto de intemperismo desenvolvido suficientemente para abertura de
60
trincheiras; acessibilidade; mínima alteração antrópica possível; e a possibilidade de
comparação com resultados de trabalhos anteriores.
Definida a área de amostragem, consideraram-se as palavras de Boulet (1988),
quando afirma que o primeiro passo para o diagnóstico da organização da cobertura
pedológica é a realização de um transecto do topo à base da vertente. A intenção é
construir um perfil topográfico, podendo através deste, identificar rupturas de declive e/ou
outras alterações observadas na topografia. Posteriormente, a realização de tradagens
sucessivas e eqüidistantes ao longo da vertente permite estabelecer os melhores locais
de abertura das trincheiras, ou, então, a abertura de trincheiras em intervalos regulares e
posteriormente as tradagens para identificar as transições laterais da cobertura
pedológica.
4.2 TRABALHOS DE CAMPO
Com intuito de seguir esta metodologia, realizou-se um transecto na vertente
referida anteriormente com a ajuda de equipamentos básicos tais como clinômetro, trena,
balizas e bússola. Da base para o topo da vertente foram estabelecidos espaçamentos
de 30 em 30 m através de trena, no sentido 180° S/SE (direção da inclinação da vertente)
e definindo as declividades nestes intervalos. Em seguida, os dados levantados em
campo foram aplicados no software Auto Cad, construindo assim o perfil topográfico da
vertente.
Devido ao tamanho da vertente, de aproximadamente 800 metros, e a ausência
de rupturas de declive marcantes, decidiu-se pela abertura de três perfis a princípio: na
alta, média e baixa vertente. De acordo com a organização e características dos
horizontes de solo e dos dados observados, optou-se pela abertura de outro perfil,
localizado no terço superior da vertente. Da alta vertente para baixa vertente, os quatro
perfis foram denominados de P1, P2, P3 e P4, respectivamente. Apesar de ter sido o
ultimo perfil a ser aberto, o perfil do terço superior foi denominado de P2 devido a sua
posição na vertente e para uma melhor organização e apresentação dos resultados.
Para complementar as informações obtidas com a análise dos perfis de solo e
definir os limites da mancha avermelhada existente no solo da meia para a baixa
vertente, foram realizadas nove tradagens (30 em 30 m de distância e 1 m de
profundidade) sendo seis entre o P4 e P3 e três entre o P3 e P2.
As trincheiras foram abertas com 2 metros de profundidade e os horizontes
identificados em cada perfil de solo e suas características morfológicas foram descritos
em uma ficha de campo (Anexo I) conforme a proposta de Santos et al. (2005). Em cada
horizonte de solo identificado foram coletadas amostras deformadas e indeformadas. As
61
amostras deformadas foram coletadas, armazenadas e catalogadas em sacos plásticos
de 24 x 30 cm, resistentes suficientes para suportar o armazenamento e transporte.
Foram coletadas 21 amostras indeformadas na topossequência, seguindo o
método de Castro (2002) e Santos et al. (2005). Essas amostras serviram para a
fabricação de lâminas delgadas e foram coletadas diretamente das paredes dos perfis de
solo através da esculturação de monólitos, preservando a estrutura in natura do material.
(Figura 21A e 21B).
O método original, proposto por Kubiena em 1938 para a coleta dos monólitos,
utiliza caixas metálicas com o fundo e a tampa removível, as quais levaram seu nome
(Caixas de Kubiena). Atualmente utilizam-se outros materiais, que no caso deste trabalho
utilizou-se de caixas de papel cartão com dimensões 5 x 7 x 5 cm (Figura 21C e 21D).
Figura 21: A e B – Coleta de amostras indeformadas diretamente da parede do perfil do
solo; C e D – Uso da caixa de Kubiena para coleta e armazenamento das amostras.
Por último, voltou-se ao gabinete e elaborou-se a representação gráfica da
toposseqüência através do software Corel Draw, com a compilação das informações do
perfil topográfico e descrições dos perfis do solo, de seus horizontes e das tradagens,
possibilitando a visualização da vertente e da organização bidimensional de sua
cobertura pedológica.
62
4.3 ATIVIDADES DE LABORATÓRIO
4.3.1 Análise Granulométrica
As análises granulométricas foram realizadas no Laboratório de Geomorfologia e
Sedimentologia do Instituto de Geociências da UFMG. O objetivo foi quantificar as
características texturais de cada amostra e posteriormente integrá-las aos dados
químicos e, principalmente, ao micromorfológico, onde foi de fundamental importância
para a sua interpretação.
Para quantificar as frações do solo, há necessidade de separá-las previamente.
Dependendo do tamanho, utiliza-se o peneiramento, para as frações areia grossa e areia
fina, e a sedimentação, para as frações silte e argila. Assim, para a separação
granulométrica das frações areia grossa, areia fina, silte e argila (<2mm) foi utilizado o
método da pipeta da EMBRAPA (1997).
4.3.2 Análise Química Total
Para fins de quantificar elementos químicos dos solos coletados na área de
estudo, as amostras foram enviadas na condição bruta ao Laboratório de Preparação
Física de Amostras do Serviço de Tecnologia Mineral do Centro de Desenvolvimento da
Tecnologia Nuclear – CDTN/CNEN. Inicialmente foi tomada a alíquota (quantificação) e
feita a homogeneização pelo método de quarteamento, dividindo em torno de 50 g de
cada amostra em 4 partes iguais e tirando duas partes inversas (em cruz).
Posteriormente, as amostras foram moídas e levadas ao Laboratório de
Espectrometria de Energia e Fluorescência de Raios X, também no CDTN/CNEM, para a
análise de química total. Esta análise foi realizada através do espectrômetro de
fluorescência de raios-X por energia dispersiva, marca Shimadzu, modelo EDX-720, com
tubo de ródio e detector de silício-lítio.
Utilizou-se entorno de 2 g de cada amostra moída, colocadas em porta - amostras
específicos e levados ao equipamento, onde foi aplicado o vácuo, fazendo a pressão
atmosférica cair de 980 para 10 atmosfera. Posteriormente, foram feitos o processo de
varredura analítica e quantificação dos elementos, sendo identificados os seguintes:
Al
2
O
3
;
BaO; Fe
2
O
3
;
K
2
O; NbO; Rb
2
O; SiO
2
;
SO
3
;
TiO
2
;
V
2
O
5
;
Y
2
O
3
; ZrO
2
.
63
4.3.3 Mineralogia
Análise mineralógica foi realizada no Laboratório de Difração e Fluorescência de
Raio X do Centro de Pesquisa Professor Manoel Teixeira da Costa CPMTC – IGC/UFMG
Raios X. A técnica de análise utilizada foi a difratometria de raios-X pelo método do pó,
empregando-se um difratômetro de raios-X de fabricação Philips, modelo X’Pert PRO
MRD HR X-Ray Diffraction System.
Esta técnica é utilizada principalmente para identificação qualitativa e quantitativa
de fases cristalinas, análises e medidas de microestruturas e caracterização tecnológica
em materiais diversos. Assim, utilizou-se desta técnica para quantificar e identificar os
tipos mineralógicos presentes nas amostras de solo da topossequência, sendo de
fundamental importância para a determinação da razão zircônio/quartzo.
A identificação das fases cristalinas foi obtida pelo método Rietveld, baseando-se
na simulação de um espectro digital de difração de raio-X, a partir dos dados
cristaloquímicos da totalidade das fases cristalinas contidas na amostra. Este espectro
calculado é então subtraído do espectro observado, sendo a diferença entre os dois
minimizada através da adequação nos parâmetros da estrutura cristalinas dos minerais e
nas funções que descrevem o formato dos picos.
4.3.4 Ataque Sulfúrico
A análise por ataque sulfúrico foi feita no laboratório GEAPA (Grupo de
Espectrometria Atômica & Preparo de Amostra) do Departamento de Química da UFMG.
O método utilizado foi o da EMBRAPA (1997), sendo pesado 1 g de solo em erlenmeyer
de 500 mL onde adicionou-se 20 mL de H
2
SO
4
diluído (1:1). O conjunto foi aquecido por
30 minutos sob condições de refluxo para evitar evaporação, logo após deixou-se esfriar,
adicionou-se 50 mL de água destilada, filtrou-se em balão volumétrico de 250 mL e
completou o volume.
Desse filtrado retirou-se uma alíquota para as determinações elementares. As
determinações elementares de Fe, Al, Mn e Ti foram feitas em um aparelho de
Espectrofotometria de Absorção Atômica em chama – FAAS, modelo Aanalyst
TM
200,
Marca Perkin Elmer. O resíduo foi usado para a determinação dos teores de sílica,
solubilizando com solução de NaOH e posterior desenvolvimento da cor azul do
complexo sílico-molíbdico através da redução do molibdato com ácido ascórbico.
Na tentativa de se fazer uma comparação entre horizontes e entre perfis, em vez
de usar somente os teores dos elementos achados por ataque sulfúrico, utilizou-se
algumas relações moleculares, como Ki e Kr.
64
O Ki foi calculado em função dos valores expressos em % de SiO
2
e Al
2
O
3
,
divididos pelos seus respectivos pesos moleculares, dado através da seguinte equação:
Ki = % SiO
2
x 1,70 / % Al
2
O
3
. Essas relações moleculares indicaram o maior ou menor
grau de intemperização dos solos.
Já o Kr, foi calculado em função dos valores expressos em % de SiO
2
e Al
2
O
3
+
Fe
2
O
3
, também divididos pelos seus respectivos pesos moleculares, formando a seguinte
equação: Kr = (% de SiO
2
/0,60) / (% de Al
2
O3 / 1,02) + (% de
Fe
2
O
3
/ 1,60).
4.3.5 Análise de pH
Esta análise foi realizada no Laboratório de Geomorfologia e Sedimentologia do
Instituto de Geociências da UFMG e teve como objetivo a medição do pH em H
2
O e em
KCl das 19 amostras deformadas de solo coletadas na topossequência em estudo.
Cada amostra de solo foi representada por seis porções de 10cm
3
, no qual cada
uma foi medida e colocada em recipiente plástico lavado com água deionizada e
posteriormente seco. Uma metade foi destinada a leitura em H
2
O e a outra em KCl. As
amostras para leitura em solução aquosa tiveram adição de 25ml de água deionizada e
as amostras para leitura em KCl adição de 25ml de solução de KCl concentração 1 molar.
Cada amostra foi agitada por dois minutos e deixada em repouso por uma hora.
Após o tempo de descanso, foi realizada a leitura do pH de cada amostra. O
método utilizado para a medição foi o potenciométrico, em que o aparelho chamado
peagâmetro, ou medidor de pH, através de um eletrodo de referência, fez a leitura da
concentração de íons H
+
existente na solução do solo. As leituras foram anotadas em
tabela específica e o resultado final de pH foi dado pela média entre as três leituras
repetidas de cada amostra de solo. Com esse resultado, foi possível achar o valor de
ΔpH (pH KCl - pH H
2
O), que funcionou como indicador do nível de intemperismo a que o
solo foi exposto. Assim, as amostras de solo foram comparadas buscando-se determinar
uma escala de evolução entre elas.
4.3.6 Razão Zr/Quartzo e Zr/Ti
Para a determinação da razão Zr/quartzo e Zr/Ti, foram utilizados dados obtidos
nas análises de química total e mineralogia. Os valores de zircônio (ZrO
2
) encontrados na
primeira análise e de quartzo encontrados na segunda foram relacionados, sendo que
ambos são quantificados em porcentagem. Essa relação é dada por um cálculo simples,
baseando-se em Sudom e Aranud (1971): (% ZrO
2
/ % Quartz) x (10
4
).
65
Assim, a razão zircônio/quartzo (rzq) é igual à porcentagem de zircônio dividido
pela porcentagem de quartzo e multiplicado por dez elevado a quatro. Luz, Santos e
Mermut (1992) dizem que esta razão tem se mostrado eficaz para separar as alterações
devidas à estratificação produzidas por processos pedogenéticos, em que os valores
encontrados foram transformados em histogramas e comparados entre si, com intuito de
indicar ou não descontinuidades litológicas e se o material é transportado ou não.
Os elementos Zr e Ti também têm sido utilizados como indicadores da quantidade
de material de origem que foi intemperizado para produzir determinado volume de solo,
bem como para indicar a ocorrência de descontinuidade litológica no perfil de
intemperismo. Taylor e Enggleton (2001) afirmam que pode ser utilizada a relação entre
os elementos zircônio e o titânio para essa aferição, também dada por um simples razão:
porcentagem de zircônio dividido pela de titânio (% ZrO
2
/ % TiO
2
). No entanto,
multiplicou-se essa razão por dez elevado a dois ((% ZrO
2
/ % TiO
2
) x (10
2
)), para que
não obtivesse números com valores muito baixos e também para que obtivessem valores
semelhantes aos da razão Zr/Quartzo, para possíveis correlações.
4.3.7 Micromorfologia
Posterior a coleta, ao chegar ao Laboratório de Geomorfologia e Sedimentologia
do IGC/UFMG, as amostras indeformadas foram desembaladas e deixadas à sombra por
30 dias para secarem (Figura 21 D). Após esse tempo, foram submetidas à impregnação,
seguindo o método de Castro (2002) e Filizola e Gomes (2006). A impregnação consistiu
em fazer com que o material friável ficasse suficientemente endurecido para poder ser
cortado, polido e assim confeccionando lâminas delgadas.
Para isto utilizou-se de resina de poliéster pré-acelerada não expansível, diluída
com solvente e adicionada de um catalisador, para que possa endurecer em alguns dias.
A receita da resina foi baseada em Castro (2002), em que meio litro de resina preparada
é composto por: 370 ml de resina cristal; 130 ml de estireno; e 19 gotas de catalisador.
Para a manipulação da resina foi utilizado um béquer de vidro de 500 ml, onde os
ingredientes foram colocados na ordem em que foram relacionados e misturados
lentamente com um bastão de vidro.
As amostras foram colocadas dentro de um recipiente de alumínio e a resina
manipulada foi colocada sem que caísse diretamente sobre os torrões, fazendo com que
ela fosse absorvida por capilaridade. Após as amostras terem sido bem impregnadas, foi
deixado em repouso em local firme, onde ficaram por volta de 30 dias. Posteriormente a
secagem da resina, as amostras foram cortadas e assim confeccionadas as lâminas
delgadas no Laboratório de Laminação do CPMTC - IGC/UFMG.
66
Com as lâminas delgadas prontas, foi realizada a análise microscópica das
mesmas, com o auxílio de microscópicos óticos polarizantes, tipo petrográfico. Assim
pôde estudar detalhadamente as organizações pedológicas, ou seja, os constituintes dos
agregados dos horizontes de solo e de suas relações, seu grau de preservação face às
adições ou perdas, contribuindo para importantes deduções a respeito dos processos
pedológicos e geomorfológicos envolvidos, onde as suas características foram anotadas
em uma ficha específica de descrição micromorfológica de solos (Anexo II).
67
5. RESULTADOS
5.1 DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA
As classes de solo identificadas nos quatro perfis analisados neste trabalho foram
definidas de acordo com a Classificação Brasileira de Solos (EMBRAPA, 2006). Para
este sistema de classificação, os solos podem ser agrupados em quatro níveis
categóricos: ordens; subordens; grandes grupos; e subgrupos.
Por este trabalho envolver estudos da relação pedogênese e morfogênese na
vertente estudada, não se tratando propriamente de um levantamento pedológico para
fins de classificação, calcou-se em abordar somente os dois primeiros níveis categóricos.
Tomando-se como base as características encontradas em campo, descritas conforme a
proposta de Santos et al. (2005), e a partir de trabalhos realizados na região como Diniz
(2002) e Silva (2004), foram identificados nos quatro perfis analisados, somente uma
ordem de solo, os Latossolos. Ao abordar o segundo nível categórico, foram identificadas
três subordens: Latossolo Vermelho; Latossolo Vermelho - Amarelo; e Latossolo -
Amarelo.
Latossolos são solos muito intemperizados, evoluídos e profundos, constituídos
por minerais primários ou secundários menos resistentes ao intemperismo, apresentando
horizonte B latossólico imediatamente abaixo de qualquer tipo de horizonte A, dentro de
200 cm da superfície do solo ou dentro de 300 cm, se o horizonte A apresenta mais que
150 cm de espessura (EMBRAPA, 2006).
Para a diferenciação da subordem, o item principal é a propriedade cor, em que
os Latossolos Amarelos são os solos com matiz 7,5 YR ou mais amarelo na maior parte
dos primeiros 100 cm do horizonte B. Os Latossolos Vermelhos são os que têm matiz 2,5
YR ou mais vermelho nesta mesma profundidade. Já os Latossolos Vermelho – Amarelos
são os de cores vermelho-amareladas e amarelo-avermelhadas que não se enquadram
nas classes anteriores.
Deste modo, os quatro perfis de solo descritos morfologicamente, encontram-se
em uma vertente na Bacia do Córrego dos Pereiras (rever Figura 19, p. 58) que possui
805,54 metros de comprimento e um desnível de 80 metros entre o interflúvio e a base
(Figura 22). Há variação no padrão de declividade, onde a porção correspondente ao
topo possui declividades mais baixas, variando de 2 a 4°. A inclinação aumenta da meia
vertente para o sopé, sendo que a sua porção média possui declividade de 5° e a baixa
apresenta variações entre 8 a 10°. Devido ao seu grande comprimento, essas variações
se dão de forma bem suave e com isso não ocorre rupturas de declive marcantes na
superfície.
68
Figura 22: Perfil topográfico e a localização dos perfis de solos e tradagens feitos na
topossequência.
O eixo da toposseqüência estudada foi definido paralelamente a um afloramento
rochoso e uma voçoroca, que de acordo com os estudos de Aranha (2002) é denominada
de voçoroca 214. Nesta vertente predomina vegetação do tipo campo-cerrado, usado
para criação de gado. Os quatro perfis analisados neste eixo (P1, P2, P3 e P4)
apresentaram algumas características gerais semelhantes, exceto pela cor (Tabela 4),
como podem ser observadas na descrição a seguir.
5.1.1 Perfil 1
O Perfil 1 foi classificado como um Latossolo Vermelho-Amarelo tendo como
litologia principal rochas do tipo xisto, aflorando nas adjacências do perfil. Ele está
localizado no topo, correspondente ao interflúvio, possuindo uma superfície mais plana
com declividade média de 2°. Estas características estão em conformidade com Diniz
(2002), pois ele afirma que este tipo de solo na região de Gouveia, predomina em áreas
de alta e média vertentes, em superfícies de menores declividades e relevo com
vertentes mais extensas.
Foram identificados neste perfil, cinco horizontes de solo (Figura 23). Devido à
proximidade do afloramento rochoso, é o único perfil onde foi identificado o horizonte BC.
Nos horizontes A1 e A2 a cor encontrada é bruno-amarelada (10 YR 5/6 e 5/8,
respectivamente), no AB é amarelo-avermelhada (7,5 YR 6/8), Bw é amarelo-
avermelhada (5 YR 6/8) e por ultimo o horizonte BC que tem a cor vermelho-amarelada
(5 YR 5/8).
69
Tabela 4: Características morfológicas dos perfis de solos da vertente estudada.
HORIZONTES COR ESTRUTURA ¹ CONSISTÊNCIA ²
Símbolo Prof. (cm) Úmida Tipo Tamanho Desenv Seca Úmida Molhada
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A1
0 - 20 10 YR 5/6 BSa P/M Md LD Fr LP LPe
A2
20 - 38 10 YR 5/8 BSa P/M Md Ma Fr LP LPe
AB
38 - 60 7,5 YR 6/8 BSa P/M Md LD Fr LP LPe
Bw
60 - 123 5 YR 6/8 BSa P/M Md LD Fr LP LPe
BC
123 - 200 5 YR 6/8 BSa P/M Md LD Fr LP LPe
PERFIL2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 10 YR 4/6 BSa P/M Fo/Md LD Fr LP Pe
AB
36 - 69 7,5 YR 5/6 BSa P/M Fo/Md Ma Fr LP Pe
Bw1
69 - 146 5 YR 5/8 BSa P/M Fo/Md Ma Fr LP Pe
Bw2
146 - 200 2,5 YR 5/8 BSa P/M Fo/Md Ma Fr LP Pe
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A1
0 - 29 5 YR 4/6 BSa MP/P Fc/Md LD Fr/MFr NP LPe
A2
29 - 49 2,5 YR 4/8 BSa MP/P Fc/Md LD Fr/MFr NP LPe
AB
49 - 70 2,5 YR 4/8 BSa MP/P Fc/Md LD Fr/MFr NP LPe
Bw1
70 - 118 2,5 YR 5/8 Gr M/G Md Ma/LD MFr P Pe
Bw2
118 - 200 2,5 YR 4/8 Gr M/G Md Ma/LD MFr P Pe
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A1
0 - 35 10 YR 4/6 BSa P/M Md LD Fr LP LPe
A2
35 - 52 10 YR 4/6 BSa P/M Md LD Fr LP LPe
AB
52 - 81 10 YR 5/8 BAn P/M Md LD Fr LP LPe
Bw1
81 - 164 7,5 YR 5/8 BAn P/M Md LD Fr LP LPe
Bw2
164 - 200 7,5 YR 6/8 BAn P/M Md LD Fr LP LPe
¹ Estrutura: tipo (BSa – subangular, Gr – granular, BAn – angular); tamanho (P – pequeno, M –
médio, G – grande); e desenvolvimento (Md – moderado, Fc – fraca, Fo – forte).
² Consistência: seca (LD – ligeiramente dura, Ma – macia); úmida (Fr – friável, MFr – muito
friável); e molhada (LP – ligeiramente plástica, NP – não plástica, P – plástica, LPe – ligeiramente
pegajosa, Pe – pegajosa).
Figura 23: Perfil 1 e os cincos horizontes identificados.
70
O arranjo estrutural em todos os horizontes se dá em blocos subangulares de
tamanho pequeno (5 a 10 mm) a médio (10 a 20 mm), em que os agregados são
moderadamente desenvolvidos (bem definido e pouco material solto) e de consistência
ligeiramente dura quando seco, friável quando úmido, ligeiramente plástica e ligeiramente
pegajosa quando molhado, com exceção do A2 que é macia quando seco.
5.1.2 Perfil 2
Em função da diferente organização dos horizontes verificada entre os perfis de
alta e média vertente, principalmente a cor, viu-se a necessidade de abrir um novo perfil
entre eles, constituindo então o perfil 2 (Figura 24). Situado no terço superior da vertente
estudada, este perfil está localizado em superfície caracterizada por ser suave-ondulada
e declividade de 5°. Foram identificados somente quatro horizontes, diferenciados,
basicamente, pela variação da cor. De acordo com as características geológicas locais é
possível aferir dois tipos litológicos na formação deste solo, no qual atesta a influência de
xisto nos três horizontes superficiais e metabásica no horizonte mais subsuperficial.
O horizonte A possui a cor bruno-amarelada (10 YR 4/6), seguido pelo AB de cor
bruno-forte (7,5 YR 4/4) e Bw1 de cor vermelho-amarelada (5 YR 5/8). Já o horizonte
Bw2 a cor encontrada foi vermelha (2,5 YR 5/8). Apesar da presença dessa cor no
horizonte Bw2, classificou-se esse solo como Latossolo Vermelho-Amarelo, pelo fato da
cor vermelho-amarelada (5 YR) predominar na maior parte dos 100 cm do horizonte B
(EMBRAPA, 2006).
A estrutura foi identificada nos quatros horizontes como blocos subangulares de
tamanho pequeno (5 a 10 mm) a médio (10 a 20 mm), de unidades estruturais com fraco
a moderado grau de desenvolvimento. Nos três horizontes inferiores (AB, Bw1 e Bw2) a
consistência é macia quando seco, friável quando úmido e ligeiramente plástica e
pegajosa quando molhado. Já no horizonte A, quando úmido e molhado as
características são as mesmas dos horizontes anteriores, variando somente a
consistência seca que é ligeiramente dura.
71
Figura 24: Perfil 2 e os cincos horizontes identificados em destaque.
5.1.3 Perfil 3
Dentre os perfis estudados na toposseqüência, o perfil 3 (Figura 25) se refere à
média vertente de característica ondulada a suave-ondulada, onde predominam
declividades de 5°. De acordo com as características geológicas locais e outros estudos
pedológicos realizados na Depressão de Gouveia, é possível afirmar que o seu material
de origem é do tipo rocha metabásica.
Este perfil ficou marcado por apresentar um padrão de cores diferentes dos
demais, onde a cor vermelha predomina nos quatro horizontes subjacentes ao horizonte
A, sendo classificado como Latossolo Vermelho. Diniz (2002) afirma que a gênese deste
tipo de solo na região de Gouveia está relacionada, principalmente, ao material de
origem, cujas características das rochas metabásicas imprimem a este solo propriedades
que o diferencie dos demais tipos encontrados na região.
Uma dessas principais propriedades é a maior concentração do teor de óxidos de
ferro, que está relacionado diretamente à cor. Em todos os horizontes, com exceção do
A1, que é vermelho-amarelado (5 YR 4/6), a cor é vermelha (2,5 YR), havendo alterações
somente no valor. Enquanto no horizonte A2, AB e Bw1 o padrão de cor é 2,5 YR 4/8, no
horizonte Bw2 é 2,5 YR 5/8.
Nos horizontes superiores (A1, A2 e AB) a estrutura se dá em blocos
subangulares muito pequenos (< 5mm) a pequenos (5 a 10 mm) e os agregados estão
fracamente a moderadamente desenvolvidos. A consistência é ligeiramente dura quando
o solo está seco, friável a muito friável quando úmido e não-plástica e ligeiramente
pegajosa quando molhado.
72
Já nos horizontes inferiores (Bw1 e Bw2) a estrutura é moderadamente
desenvolvida, granular e de tamanho que varia de média (2 a 5 mm) a grande (5 a 10
mm). A consistência do material destes horizontes varia de macia a ligeiramente dura
quando seco, muito friável quando úmido e plástica e pegajosa quando molhado.
Figura 25: Perfil 3, cor mais vermelha e os cincos horizontes identificados.
Estas informações estão condizentes com o trabalho de Diniz (2002), afirmando
que todos Latossolos Vermelhos estudados por ele em Gouveia apresentaram estrutura
granular. Isto, segundo ele, é proporcionado pelo seu grande desenvolvimento, típico de
solos que sofreram e continuam sofrendo processo de latossolização e também pela
grande influência dos maiores teores de ferro, matéria orgânica e gibbsita.
No fundo deste perfil foi feita uma tradagem de 1 metro, onde apareceram
relíquias de rochas, onde algumas, pelas características, parecem ser referentes às
rochas metabásicas, além de fragmentos de quartzo, no entanto, não se pode afirmar
que se trata do horizonte C.
5.1.4 Perfil 4
O perfil 4 (Figura 26) se refere à baixa vertente, onde se verifica uma superfície
caracterizada por ser suave-ondulada a ondulada com declividade de 9°. O tipo de solo
encontrado neste local foi classificado como Latossolo Amarelo, uma classe de solo que
ainda não tinha sido identificada em outros estudos pedológicos na Depressão de
Gouveia, em que a cor foi determinante para esta classificação.
73
O horizonte A1 e A2 possui a cor bruno-amarelada-escura (10 YR 4/6), onde o
horizonte seguinte, AB, é semelhante, mas sendo bruno-amarelada 10 YR 5/8. O
horizonte Bw1 possui a cor bruno-forte (7,5 YR 5/8) e o Bw2 passa a ser amarelo-
avermelhada (7,5 YR 6/8).
Figura 26: Perfil 4 e os cincos horizontes identificados em destaque.
O arranjo estrutural nos horizontes superficiais (A1 e A2) se dá em blocos sub-
angulares, enquanto que nos horizontes subsuperficiais (AB, Bw1 e Bw2) se dá em
blocos angulares, todos de tamanho pequeno (5 a 10 mm) a médio (10 a 20 mm), em que
os agregados são moderadamente desenvolvidos (bem definido e pouco material solto).
A consistência é a mesma em todos os horizontes, marcada por ser ligeiramente dura
quando o solo seco, friável quando úmido, ligeiramente plástica e ligeiramente pegajosa
quando molhado.
5.2 ORGANIZAÇÃO BIDIMENSIONAL DA TOPOSSEQUÊNCIA
Verificou-se que os perfis da alta e da baixa vertente apresentaram coloração
mais amarelo-avermelhada (5 YR a 7,5 YR, respectivamente) e o perfil da média vertente
apresentou coloração avermelhada (2,5 YR), assim como a encontrada na voçoroca.
Tradagens realizadas do perfil 4 em direção ao perfil 3, encontraram essa coloração mais
avermelhada a 1 metro de profundidade, acerca de 221 metros à jusante do perfil 3, na
tradagem número 2 (TR 2). Da mesma maneira, foram feitas tradagens partindo do perfil
3 em direção ao perfil 2. A cor avermelhada (2,5 YR) foi encontrada também a 1 metro de
profundidade a 90 m a montante do Perfil 3, na tradagem 9 (TR9).
74
Ao analisar a toposseqüência como um todo, verificou-se uma distribuição
uniforme na organização dos horizontes do solo, demonstrando um equilíbrio na estrutura
pedológica da vertente que se organiza de forma concordante em relação à superfície.
Apenas no topo foi encontrada a presença do horizonte BC e um Bw sem subdivisões,
possivelmente associado à influência do afloramento rochoso encontrado lateralmente
e/ou a processos erosivos mais intensos na alta vertente, demonstrando um solo mais
rejuvenescido que na média e baixa vertente.
O aprofundamento do manto de intemperismo e a subdivisão do horizonte Bw
indicam uma maior evolução do solo em direção à base da vertente. A variação de cor
em direção ao vermelho, na média vertente, é a principal característica encontrada. Para
a base da vertente é marcante a presença de um horizonte A mais espesso do que em
toda a seqüência, não sendo verificada a presença da cor vermelha.
A partir da análise das tradagens, das paredes da voçoroca e do mapa geológico,
é possível inferir a presença da lente de rocha metabásica interceptando lateralmente a
vertente em estudo, no sentido NO – SE, originando a coloração avermelhada (2,5 YR)
encontrada nos perfis de meia vertente. Isso demonstra a influência desse material na
organização pedológica da topossequência (Figura 27).
75
Figura 27: Representação bidimensional da cobertura pedológica da topossequência levantada na vertente da bacia do Córrego dos Pereiras,
de acordo com os dados morfológicos.
76
5.3 ASPECTOS FÍSICOS GRANULOMÉTRICOS
A textura do solo corresponde à proporção relativa, em determinada massa de
solo, dos diferentes tamanhos de partículas. Refere-se, especificamente, às proporções
relativas das partículas ou frações de areia, silte e argila na terra fina seca ao ar (TFSA),
isto é, das partículas com diâmetros inferiores a 2 mm, podendo ser incluído também o
cascalho (2 – 20 mm) e o calhau (2 – 20 cm).
Esta é a propriedade física do solo que menos sofre alteração ao longo do tempo,
em que a proporção de cada fração granulométrica, em um determinado solo, é
considerada por Vieira, Santos e Vieira (1988) e Brady (1989) como constante ou estável.
As características de um solo dependem muito da sua composição granulométrica, bem
como da constituição mineralógica de cada fração. Assim, a propriedade textural é uma
das principais características do solo a ser considerada, pois a capacidade de retenção
de umidade e nutrientes, bem como a permeabilidade, infiltração, penetrabilidade das
raízes e aeração, estão diretamente relacionadas e influenciadas por ela (VIEIRA,
SANTOS e VIEIRA, 1988).
No que se refere aos, Latossolos, Jacintho et. al. (2006, p. 104) consideram que a
textura constitui um dos principais aspectos físicos que distinguem estes solos dos
demais. Para eles, “em se tratando de solos lateríticos [Latossolos], as partículas
individualizadas, mesmo no caso das argilas, dificilmente se apresentam com
propriedades e comportamentos que refletem individualidade”. Isto, porque os minerais
de argila e até mesmo minerais primários como o quartzo, participam de grupamentos
estruturais, os macro e micro agregados, conferindo a estes solos características
próprias.
A exemplo disto, estes autores citam os Latossolos do Distrito Federal, que
apesar de apresentarem até mais de 50% de argila, possuem permeabilidade de solos
arenosos. Isso é devido ao padrão de arranjamento das partículas primárias do solo
(areia, silte e argila) se organizar através de unidades estruturais compostas,
denominadas de agregados. Essa característica age diretamente no comportamento do
solo, afetando parâmetros hidráulicos e mecânicos, sendo de grande influência e
importância no surgimento e evolução dos processos erosivos.
Corroborando com tais afirmativas, Figueiredo (1999) ao estudar solos da região
de Gouveia, afirma que a comparação dos dados texturais revelou-se importante na
aferição da resistência das estruturas pedológicas à ação da energia cinética de fluxos
hidráulicos subsuperficiais. Solos com textura aparentemente siltosa ou arenosa podem,
com o aumento dos fluxos subsuperficiais e da pressão hidrostástica no interior dos
vazios intramicroporos, ter quebra de aglomerados menos estáveis, gerando
77
progressivamente vazios estruturais na subsuperfície, configurando a ocorrência de
“piping erosion” e assim colaborando para o surgimento e evolução dos processos
erosivos na região.
Nos solos estudados por este autor, quando analisadas as características
granulométricas, estas apresentaram algumas diferenças, principalmente no que se
refere aos litopedodomínios. As principais diferenças encontradas nos solos foram entre
os originados de rochas do tipo xisto e os de metabásicas, sendo que nos solos
desenvolvidos de granito a granulometria encontrada é intermediária.
Os dados granulométricos dos quatro perfis de solo estudados neste trabalho
(tabela 5), também demonstram bem essa diferenciação de litopedodomínios, no qual ela
é marcante principalmente pelo teor de argila e areia verificados entre os perfis.
De forma geral, quando vistos verticalmente, os quatro perfis estudados
apresentam um aumento no teor de argila em profundiade. Este aumento se dá de forma
gradual, sem nenhuma discrepância nos valores, sugerindo um processo pedogenético
contínuo, em que os horizontes superficiais estariam sofrendo processo de lixiviação e
eluviação, explicando as menores taxas de argila e maiores de areia. Já nos horizontes
subsuperficiais, estariam ocorrendo processo de iluviação, explicando o aumento de
argila e a diminuição de areia à medida que se aprofunda no perfil de solo.
Mas quando analisados lateralmente (horizontalmente), através da
topossequência, os quatro perfis de Latossolos apresentam discrepâncias nos teores de
argila e areia, não havendo uma regularidade entre a alta, média e baixa vertente. Deste
modo é possível estabelecer uma relação direta destes teores com o material de origem.
Os perfis situados na média vertente (P2 e P3) são os que possuem os maiores
teores de argila, sendo correspondentes à influência da rocha metabásica na formação
dos solos destes perfis.
O perfil 2, caracterizado como Latossolo Vermelho-Amarelo e situado no terço
superior da vertente, predomina na maioria de seus horizontes textura argilosa. O
horizonte Bw1 possui o teor de argila de 440 g/kg (44 %) e teor de areia de 390 g/kg (39
%). Já o horizonte Bw2, onde se verifica influência direta da rocha metabásica em sua
formação, o teor de areia é de 350 g/kg (35 %) e o de argila é de 522 g/kg (52,2 %),
consideravelmente mais alto que o anterior, assemelhando-se com os horizontes
inferiores do perfil 3 e correspondendo a valores mais altos que os horizontes Bw dos
perfis associados a xisto (P1 e P4) (Tabela 5).
78
Tabela 5: Características granulométricas dos quatro perfis de solos da vertente estudada.
HORIZONTES
A
REIA (g/kg)
SILTE
(g/kg)
ARGILA
(g/kg)
TEXTURA
1
SILTE/
ARGILA
Símbolo Prof. (cm) Grossa Média Fina Total
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A
1
0 - 20 37 70 489 596 173 231 Fr-Ag-Ar 0,74
A
2
20 - 38 37 60 455 553 177 270 Fr-Ag-Ar 0,65
A
B
38 - 60 33 44 399 477 200 323 Fr-Ag-Ar 0,61
Bw
60 - 123 44 35 355 435 190 375 Fr-Ag 0,5
BC
123 - 200 37 39 340 417 202 381 Fr-Ag 0,53
PERFIL 2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 54 101 311 466 141 392 Ag-Ar 0,35
A
B
36 - 69 56 75 282 413 147 440 Ag 0,33
Bw1
69 - 146 57 65 26,8 390 170 440 Ag 0,38
Bw2
146 - 200 50 56 244 350 128 522 Ag 0,24
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A
1
0 - 29 48 72 319 440 205 355 Fr-Ag 0,57
A
2
29 - 49 47 65 298 411 169 420 Ag 0,4
A
B
49 - 70 42 53 283 379 188 433 Ag 0,43
Bw1
70 - 118 43 46 272 362 204 434 Ag 0,47
Bw2
118 - 200 36 39 253 328 147 525 Ag 0,28
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A
1
0 - 35 5,9 8,9 25,8 40,6 23,6 35,8 Fr-Ag 0,65
A
2
35 - 52 6,2 8,7 27,3 42,2 21,7 36,1 Fr-Ag 0,60
A
B
52 - 81 5,4 7,7 26,2 39,3 20 40,7 Ag 0,49
Bw1
81 - 164 5,1 6,2 25,7 37 19,7 43,3 Ag 0,45
Bw2
164 - 200 6,4 5,9 24,1 36,4 18 45,6 Ag 0,39
1
TEXTURA: Fr-Ag-Ar (franco-argilo-arenosa); Fr-Ag (franco-argilosa); Ag (argilosa); Ag-Ar (argilo-arenosa).
79
O perfil 3 é caracterizado como Latossolo Vermelho, localiza-se na média vertente
e predomina na maioria dos seus horizontes textura argilosa. No horizonte Bw1 o teor de
argila identificado é de 434 g/kg (43,4 %) e o de areia é de 362 g/kg (36,2 %). O horizonte
Bw2, com 82 cm, corresponde pela maior parte do horizonte Bw deste perfil e tem um
teor de 525 g/kg (52,5 %) de argila.
De acordo com Diniz (2002), a distribuição desta classe de solo na Depressão de
Gouveia está associada à distribuição espacial dos diques e soleiras de rochas
metabásicas. Litologia esta que permitiu a estes solos um intemperismo bastante
acelerado, caracterizando-os como solos muito evoluídos e com propriedades que os
diferencie dos demais tipos encontrados na região, marcantes no que se refere à cor e
textura, apresentando teores elevados de argila.
Segundo Almeida Abreu (1989) e Knauer (1990), texturalmente, a quantidade de
quartzo são irrisórias nas rochas metabásicas na região de Gouveia, enquanto que os
pagioclásios, correspondente aos feldspatos calcossódicos, são abundantes, com teores
que podem chegar a 40 % do volume da rocha. Os feldspatos constituem, depois do
quartzo, os minerais mais comuns na superfície terrestre e sua alteração se faz,
principalmente, por alteração química, transformando-se em argilas (GUERRA e
GUERRA, 2003).
Já com relação à cor dessas rochas, Almeida Abreu (1989) afirma que são
sempre escuras de tendência esverdeada a preta, assumindo rapidamente colorações
avermelhadas com a alteração. Tais colocações estão de acordo com as apresentadas
por Salomão e Antunes (2001), já citadas anteriomente, quando dizem que rochas ricas
em minerais ferromagnesianos e feldspatos, como é o caso das metabásicas,
proporcionam o desenvolvimento de solos argilosos.
O perfil 1, situado na alta vertente, caracterizado como Latossolo Vermelho-
Amarelo e considerado como originado do xisto, foi o que obteve menores teores de
argila e os maiores de areia. O horizonte Bw deste perfil apresenta um teor de argila de
375 g/kg (37,5 %), enquanto que o teor de areia identificado é de 435 g/kg (43,5 %),
caracterizando este perfil com uma textura franco-argilo-arenosa a franco-argilosa. Diniz
(2002) afirma que em Gouveia esse Latossolo, normalmente, se mostra menos argiloso
que o anterior. Isto, segundo ele, ocorre provavelmente devido ao material de origem
que, comparado à rocha metabásica, é mais resistente à ação do intemperismo e mais
rico em sílica.
Situado em baixa vertente, o perfil 4, caracterizado como Latossolo Amarelo,
também foi considerado como derivado do xisto. A textura de seus horizontes varia de
franco-argiloso para argiloso à medida que se aprofunda no perfil. O horizonte Bw1
apresentou teor de argila de 433 g/kg (43,3 %) e um teor de areia de 370 g/kg (37 %),
80
enquanto que no horizonte Bw2 esses teores são de 456 g/kg (45,6 %) e 364 g/kg (36,4
%), respectivamente.
Por ser originado de xisto, o teor de argila do perfil 4 é alto em comparação a do
perfil 1 por exemplo, ficando próximo dos teores dos perfis 2 e 3, que têm influência da
metabásica em suas formações. Deste modo, recorrendo-se à alguns modelos clássicos
de processos de vertentes (HORTON, 1945; DARLYMPLE, BLONG e CONACHER,
1968), as baixas vertentes constituem locais de acumulação de material, principalmente
de argila, que é um material de tamanho coloidal facilmente transportado pela água em
escoamentos superficiais e subsuperficiais.
Apesar do perfil 4 se caracterizar por acumulação de material advindo a montante
na vertente, atestado pelo alto teor de argila, há de se considerar que estes teores ainda
são menores que os perfis de média vertente (P2 e P3). Com isso, pode-se aferir que,
provavelmente, há um predomínio vertical em relação ao lateral na movimentação hídrica
pela vertente, constatados pelo aumento gradual no teor de argila à medida que se
aprofundam nos quatro perfis de solo. A explicação para este fato estaria na baixa
declividade da vertente, alta permeabilidade e grande profundidade do manto de
intemperismo.
Resende et al. (1995) afirmam que as partículas menos resistentes na fração
areia e silte, sob a ação do intemperismo, transformam-se em argila. Já os minerais mais
resistentes a este processo, permanecem sob o tamanho areia, enquanto que a fração
silte corresponde ao ponto máximo de instabilidade, onde somente os solos mais jovens
apresentarão elevados teores. Tais considerações puderam ser constatadas nos solos de
Gouveia por Diniz (2002) e Menezes (2006). Eles verificaram que solos como
Cambissolos, Neossolos Flúvicos, Litólicos e Regolítico apresentam menor teor da fração
argila, devido a maior participação do silte em sua textura, mostrando se tratarem de
solos menos desenvolvidos, diferente dos Latossolos, que apresentam menores
concentrações de silte.
Enquanto que o teor de silte em Cambissolos de Gouveia estudados por Menezes
(2006) eram maiores que 250 g/kg (25 %), nos quatro perfis estudados neste trabalho
este teor está entre 140 e 200 g/kg (14 a 20 %) (Tabela 5). Isso comprova que estes
solos têm alto grau de intemperismo, característicos de Latossolos, como tais perfis
foram classificados, em que a relação silte/argila corrobora ainda mais para tal afirmativa.
EMBRAPA (2006) considera a relação silte/argila como base para avaliar o
estádio de intemperismo de solos de regiões tropicais. Os solos de textura média que na
maior parte do horizonte B possuem o valor da relação silte/argila inferior a 0,7 e nos
solos de textura argilosa ou muito argilosa que têm esse valor inferior a 0,6, indicam se
tratar de solos com alto grau de intemperismo.
81
Assim, os quatro perfis de solo estudados em topossequência neste trabalho
apresentaram alto grau de intemperismo e, portanto, baixos teores de silte. Ao retornar a
tabela 5, verifica-se que o P1, o único perfil a apresentar textura média no horizonte Bw
(franco-argilosa), a relação silte/argila ficou em 0,5. No perfil 4, também originado de
xisto, essa relação varia de 0,45 no horizonte Bw1 para 0,39 no Bw2. Nos horizontes Bw2
do perfil 2 e 3, onde ocorre a influência de metabásica em sua formação, foram os que
obtiveram os menores valores dessa relação, 0,24 e 0,28, respectivamente. Esses
valores ficaram, consideravelmente, abaixo dos valores dos horizontes Bw dos perfis 1 e
4, contribuindo para as afirmações de Diniz (2002) de que a litologia permitiu a estes
solos um intemperismo bastante acelerado, caracterizando os Latossolos Vermelhos
como os mais intemperizados da região.
5.4 ASPECTOS QUÍMICOS E MINERALÓGICOS
Os solos da bacia do Chiqueiro, situado na Depressão de Gouveia, são, em geral,
considerados como de baixa fertilidade, visto que os valores da soma de bases, da
capacidade de troca catiônica (CTC) e, conseqüentemente, da saturação de bases são
considerados médios a baixos (DINIZ, 2002).
A baixa fertilidade, segundo este autor, está relacionada, em geral, com a pobreza
em bases do material de origem e a lixiviação dos solos. Em locais onde se encontram
rochas com maiores disponibilidade de bases em sua composição, como os diques e
soleiras de metabásica, por serem mais suscetíveis aos processos intempéricos, os solos
são mais lixiviados, acarretando também em baixa fertilidade. Apesar disso, os
Latossolos Vermelhos apresentam os maiores níveis de soma e saturação de bases e de
capacidade de troca catiônica (CTC) da região.
No que se refere à matéria orgânica, este mesmo autor afirma que também os
Latossolos Vermelhos são os que possuem os maiores valores, estando entre 1,6 e 3,2
%, considerados valores médios a altos.
Lopes (1983) e Goedert (1986) demonstram que o aumento do valor da matéria
orgânica é diretamente proporcional ao aumento do valor da CTC, indicando que a
matéria orgânica é uma das principais envolvidas na formação de cargas negativas e
troca de cátions. Estes autores afirmam ainda que os valores de CTC estão também
relacionados com o pH, pois, como assegura Veloso et. al. (1992), a acidificação do solo
consiste na remoção dos cátions básicos do complexo de troca catiônica (cálcio,
magnésio, potássio e sódio), substituindo-se por alumínio trocável e hidrogênio não
dissociado.
82
Diniz (2002, p. 70) afirma, ao se referir aos solos de Gouveia e considerando que
a capacidade de troca catiônica aumenta com maiores teores de matéria orgânica e pH,
“os solos que possuem os maiores valores desses parâmetros em conjunto, aliado aos
valores ligeiramente maiores de saturação de bases, são os Latossolos Vermelhos”.
5.4.1 pH e ΔpH
Apesar de todos os perfis e horizontes analisados serem classificados como
acidez elevada a muito elevada (pH 5 a < 4,5), ou seja, pH baixo a muito baixo
(ALVARES et. al.,1999), o perfil 3, onde se encontra o Latossolo Vermelho, foi o que
obteve os maiores valores, variando de 4,13 nos horizontes superficiais a 4,9 no
horizonte Bw2, avaliados em solução aquosa (Tabela 6).
Os perfis 1, 2 e 4, nessa mesma solução, obtiveram o pH variando de 3,92 a 4,75,
4,12 a 4,75 e 4,16 a 4,54, respectivamente. Observa-se um relativo aumento do pH, ou
seja, diminuição da acidez à medida que se aprofundam nos perfis, provocada,
provavelmente, por decréscimo gradativo da matéria orgânica dos horizontes superiores
para os inferiores. Menezes (2006) constatou em um Latossolo em Gouveia, que
elementos como Ca, Mg e k, também diminuem à medida que se aprofunda nos perfis de
solo, indicando, como afirmado anteriormente, que a matéria orgânica é uma das
principais envolvidas na formação de cargas negativas e troca de cátions.
A carga elétrica líquida relativa de um solo pode ser estimada pelo ΔpH e caso o
seu valor seja positivo, indica que os colóides apresentam carga líquida positiva
(OLIVEIRA, VILELA e AYARZA, 2000). O cálculo do ΔpH, por relacionar com o balanço
de cargas elétricas no solo, torna-se importante para determinar a taxa de intemperismo
a que o solo foi sujeito, pois o intemperismo provoca o aumento de cargas positivas. Ao
observar a tabela 6, observa-se que há um predomínio de cargas positivas nos solos
estudados neste trabalho, evidenciando que, em geral, os solos da topossequência são
bastante intemperizados.
O perfil 3 foi onde se obteve os maiores valores de ΔpH, colaborando para a
afirmativa de Diniz (2002) de que os Latossolos Vermelhos são os mais intemperizados
da região. Em todos os perfis os valores de ΔpH tendem a aumentar à medida que se
aprofundam nos solos (Figura 29). De acordo com Oliveira, Vilela e Ayarza (2000), isto
acontece, porque nos solos bem desenvolvidos como os Latossolos, a principal fonte de
cargas negativas é a matéria orgânica e, como visto anteriormente, há um decréscimo no
seu teor nos horizontes inferiores. O horizonte BC do perfil 1 é uma exceção nesta
tendência, pois ainda guarda estruturas da rocha original e tem valor ΔpH negativo (-
0,04), demonstrando ser menos intemperizado do que os horizontes sobrejacentes.
83
Pelos dados de ΔpH há de ser destacada a regularidade existente nos seus
valores, aumentando verticalmente e de forma gradual entre os horizontes superiores
para o inferiores dos quatro perfis analisados (Figura 28). Não é identificada nenhuma
discrepância de valores que indique alguma situação de irregularidade e/ou
descontinuidade no material pedológico, ou seja, descontinuidade na natureza química
(no que se refere às cargas elétricas) do material do solo que possa ser indicativo de
interrupção no processo de formação desses solos. Deste modo, isso pode ser um indício
de que a cobertura pedológica desta vertente tenha se originado de material in situ.
Tabela 6: Leituras de pH em solução aquosa, pH em solução de KCl e cálculo de ΔpH
de cada horizonte e perfil amostrado.
HORIZONTES
pH
ACIDEZ ΔpH
Símbolo Prof. (cm) KCl H
2
O
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A1
0 - 20 4,05 3,92 m. elevada 0,13
A2
20 - 38 4,15 4 m. elevada 0,15
AB
38 - 60 4,26 4,21 m. elevada 0,05
Bw
60 - 123 4,98 4,55 elevada 0,43
BC
123 - 200 4,71 4,75 elevada - 0,04
PERFIL 2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 4,19 4,12
m. elevada
0,07
AB
36 - 69 4,58 4,35
m. elevada
0,23
Bw1
69 - 146 5,03 4,44
m. elevada
0,59
Bw2
146 - 200 5,64 4,75 elevada 0,89
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A1
0 - 29 4,36 4,13
m. elevada
0,22
A2
29 - 49 4,52 4,10
m. elevada
0,42
AB
49 - 70 5,17 4,55
elevada
0,62
Bw1
70 - 118 5,87 4,81
elevada
1,06
Bw2
118 - 200 6 4,9
elevada
1,1
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A1
0 - 35 4,09 4,16
m. elevada
- 0,07
A2
35 - 52 4,15 4,16
m. elevada
- 0,01
AB
52 - 81 4,24 4,16
m. elevada
0,08
Bw1
81 - 164 4,77 4,48
elevada
0,29
Bw2
164 - 200 5,04 4,54
elevada
0,5
84
Figura 28: Aumento dos valores de ΔpH entre os horizontes superiores para os inferiores
nos quatros perfis de solo estudados na topossequência.
5.4.2 Química total
A análise de química total tem por finalidade determinar os elementos que
permitem caracterizar os solos, podendo, a partir dela, obter informações sobre a gênese
dos solos e o comportamento dinâmico dos vários elementos durante o intemperismo
(VERDADE, 1972). Esta análise compreende a determinação dos elementos que são
expressos percentualmente em óxidos, como SiO
2
, Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
, TiO
2
, ZrO
2
, entre outros.
Para Figueiredo (1999), o conteúdo total de SiO
2
, Fe
2
O
3
e Al
2
O
3
dos solos da
região de Gouveia varia de acordo com os litopedodomínios. Nos solos derivados de
metabásicas o teor de Fe
2
O
3
é mais elevado, enquanto o de Al
2
O
3
e SiO
2
é menor
quando comparado com os solos originados de xisto.
Para os perfis estudados, os maiores índices de Fe
2
O
3
são encontrados no perfil
3, com variação de 8,1 a 9,9 %, correspondendo ao Latossolo Vermelho originado de
metabásica. No perfil 1, originado de xisto, este teor varia de 2,6 a 3,9%. Quanto aos
teores de Al
2
O
3
, o perfil 2 obteve os valores mais altos, variando de 52,4 a 57,5 % e o
perfil 3, considerado o mais intemperizado da topossequência e com alta concentração
de argila, obteve valores variando de 49,5 a 56,6 % (Tabela 7), colaborando para as
afirmativas de Figueiredo (op. cit) de que o teor de alumínio é maior nos solos originados
de xisto.
85
Tabela 7: Dados de química total dos quatros perfis de solo.
HORIZONTES ELEMENTOS (ÒXIDOS) %
Símbolo Prof. (cm)
SiO
2
A
l
2
O
3
Fe
2
O
3
K
2
O SO
3
TiO
2
ZrO
2
Rb
2
O Outros
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A1
0 - 20 50,977 42,693 2,603 2,080 1,121 0,476 0,037 0,008 0,003
A2
20 - 38 49,764 43,269 2,843 2,157 1,414 0,496 0,037 0,010 0,009
AB
38 - 60 45,443 47,025 3,261 2,261 1,390 0,534 0,043 0,012 0,031
Bw
60 - 123 39,212 52,954 3,953 2,171 0,990 0,655 0,045 0,012 0,009
BC
123 - 200 42,406 49,340 3,655 2,158 1,828 0,560 0,040 0,011 -
PERFIL2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 39,385 52,495 4,421 1,515 1,415 0,724 0,036 0,008 -
AB
36 - 69 37,005 54,336 5,160 1,616 0,961 0,874 0,034 0,010 0,004
Bw1
69 - 146 36,431 54,328 5,467 1,588 1,258 0,682 0,035 0,010 0,235
Bw2
146 - 200 32,227 57,520 5,982 1,579 1,755 0,849 0,037 0,011 0,039
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A1
0 - 29 37,920 49,565 8,138 1,374 1,354 1,259 0,036 0,008 0,347
A2
29 - 49 34,939 52,344 8,735 1,449 1,013 1,472 0,039 0,008 -
AB
49 - 70 34,914 51,302 9,613 1,484 1,044 1,540 0,043 0,010 0,049
Bw1
70 - 118 28,988 56,630 9,920 1,437 1,308 1,611 0,046 - 0,060
Bw2
118 - 200 31,544 53,907 9,974 1,522 1,350 1,522 0,050 0,011 0,060
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A1
0 - 35 39,342 47,089 7,883 3,090 1,324 1,215 0,040 0,016 -
A2
35 - 52 39,784 46,221 7,947 3,280 1,219 1,084 0,045 0,018 0,401
AB
52 - 81 40,120 46,167 7,791 3,201 1,292 1,002 0,037 0,017 0,372
Bw1
81 - 164 38,599 47,470 7,934 3,315 1,341 1,186 0,048 0,016 0,090
Bw2
164 - 200 36,785 49,114 8,297 3,179 1,283 1,242 0,046 - 0,054
86
Observando a distribuição dos constituintes pouco móveis, verifica-se uma
tendência ao aumento das concentrações de Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
,TiO
2
e ZrO
2
a medida que se
aprofunda nos quatro perfis. No que se refere aos elementos com maior mobilidade,
percebe-se uma variação no teor o teor de sílica (SiO
2
) inversamente proporcional,
apresentando em todos os perfis uma tendência de decréscimo no seu percentual para a
subsuperfície ( rever Tabela 7).
Moreira e Oliveira (2008) afirmam, ao se referir sobre dados de química total, que
concentrações maiores de SiO
2
e menores de constituintes pouco móveis nos horizontes
superficiais, os mais intemperizados, contraria a seqüência normal de intemperismo, visto
que o silício é um elemento móvel que sai do sistema no decorrer desse processo,
enquanto que Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
,TiO
2
e ZrO
2
são elementos de menor mobilidade e tendem a
concentrar. No entanto, na topossequência estudada neste trabalho, isso pode ser
supostamente justificado por dois motivos:
a) O primeiro pela eluviação de argila, com um eventual aumento da concentração
relativa de quartzo (SiO
2
- fração areia) nos horizontes superiores e de argila nos
inferiores. Tal afirmativa pode ser verificada na análise granulométrica anteriormente
discutida, demonstrando nos quatro perfis de solo uma tendência de elevação no teor de
areia (acumulação residual) e decréscimo no teor de argila para os horizontes
superficiais. Considerando que a fração argila é composta essencialmente de silicatos
hidratados de alumínio e óxidos e hidróxidos de alumínio, ferro e titânio (MONIZ, 1972b),
a iluviação de argila pode explicar a tendência dos teores de Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
e TiO
2
aumentarem nos horizontes inferiores. Quanto ao zircônio (ZrO
2
), Moniz (1972a)
considera que a grande estabilidade desse elemento se deve a sua alta valência e seu
forte campo elétrico, fazendo com que ele retenha os oxigênios firmemente e com isso
seja resistente ao intemperismo. Sudom e St. Arnaud (1971) afirmam que apesar de ser
relativamente inafetado pelo intemperismo, o zircônio está presente na fração argila,
podendo ser deslocado junto com ela nos perfis de solo e com isso pode-se explicar a
tendência em seu teor aumentar nos horizontes inferiores.
b) O segundo motivo é correspondente aos fluxos subsuperficiais, exportando das
partes profundas do manto de intemperismo quantidade considerável dos íons de sílica
(SALGADO, 2002). Vidal-Torrado, Lepsch e Castro (2005), afirmam que áreas como a
vertente estudada neste trabalho, onde a topografia é mais suavizada e coberta por
materiais mais permeáveis (como os Latossolos), facilitam a infiltração vertical das águas
meteóricas, superando as taxas de escoamento superficial. Com isso, os processos
pedogenéticos atuam de forma mais efetiva e profunda, decompondo mais facilmente os
elementos químicos solúveis (exemplo o SiO
2
), formando e acumulando argila nos
87
horizontes inferiores e com isso concentrando elementos pouco móveis (Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
,
TiO
2
e ZrO
2
), caracterizando esses horizontes como os mais intemperizados.
5.4.3 Ataque Sulfúrico
A afirmação de que os horizontes inferiores dos quatros perfis são os mais
intemperizados, pode ser percebida também pela relação molecular dos elementos da
fração argila, identificada por ataque sulfúrico e dada através da razão entre silício e
alumínio (Ki) e silício, alumínio mais ferro (Kr). Moniz (1972c) considera que os valores de
Ki serão tanto menores quanto mais avançado for o estágio de intemperização do solo.
Oliveira (2005) afirma que pelo fato de Ki e Kr representarem o quociente da divisão entre
um elemento de grande mobilidade (Si) por outros elementos de baixa mobilidade (Al e
Fe), podem ser indicativos do grau de intemperismo do solo. Quanto menor for o seu
valor, mais intemperizado será o solo.
Ao observar a tabela 8 e a figura 29, verifica-se, ao aprofundar nos perfis, uma
ligeira tendência à diminuição dos valores de Ki e Kr. Esses valores diminuem de forma
gradual à medida que se aprofunda nos perfis, não apresentando, como já percebido nos
dados de ΔpH, discrepância de valores que possa indicar alguma interrupção no
processo de formação destes solos ou descontinuidade litológica.
Estes teores também variam lateralmente pela vertente, principalmente entre os
solos que possuem material de origem diferente. O perfil 3, onde se encontra o Latossolo
Vermelho, mais uma vez foi considerado o mais intemperizado da topossequência,
obtendo valor médio de Ki de 0,58 e Kr de 0,49, menor dentre todos os perfis.
Moniz (1972a) afirma que os solos em geral podem se enquadrar dentro de quatro
categorias, em função da combinação dos valores de Ki e Kr: Alíticos; Sialíticos;
Ferralíticos; e Fersialíticos. Com o Ki maior que 2,2 e o Kr maior que 0,75, têm-se os
solos sialíticos, os quais são ricos em silício e alumínio e pouco intemperizados. Com Ki
ainda maior que 2,2, mas com o Kr menor que 0,75, ocorrem os solos fersialíticos que
também são solos mineralogicamente pouco intemperizados com elevado teor de ferro e
silício. Os solos que possuem Ki menor que 2,2 e o Kr maior que 0,75 são os chamados
alíticos, que possuem pouco silício e muito alumínio e já são mais intemperizados. Por
último têm-se os solos com Ki menor que 2,2 e Kr menor que 0,75 resultando nos solos
ferralíticos, os quais possuem pouco silício, muito alumínio e ferro, sendo muito
intemperizados.
Deste modo, ao observar as colunas referentes à Ki e Kr na tabela 8, percebe-se
que todos os horizontes diagnósticos (horizontes Bw) de todos os perfis de solo
analisados neste trabalho obtiveram Ki menor que 2,2 e Kr menor que 0,75. Assim, todos
88
os perfis de solo são classificados como ferralíticos, caracterizando-se por haverem
retirada de silício, acúmulo de alumínio e ferro e por serem muito intemperizados. À
medida que o solo envelhece, há uma tendência de o silício ser removido
(dessilicatização) e do alumínio e do ferro se acumularem residualmente, sendo este um
processo pedogenético típico da latossolização (JACINTHO et. al.,2006).
Deste modo, é possível afirmar que nestes solos está ocorrendo um processo de
dessilicatização, havendo a remoção de silício durante a meteorização. Salgado (2002: p.
69), ao estudar a bacia do Córrego Rio Grande na Depressão de Gouveia, onde está
inserida a bacia do Córrego dos Pereiras e a vertente estudada neste trabalho, identificou
altas teores de sílica (dióxido de silício - SiO
2
) nas águas dos canais fluviais.
Tabela 8: Dados de ataque sulfúrico e Ki e Kr dos quatro perfis de solo estudados neste
trabalho.
HORIZONTES ELEMENTOS % RELAÇÃO MOLECULAR
Símbolo Prof. (cm)
SiO
2
A
l
2
O
3
Fe
2
O
3
Ki K
r
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A1
0 - 20 11,775 20,335 3,193 0,98 0,89
A2
20 - 38 13,436 21,136 2,943 1,08 0,99
AB
38 - 60 14,678 30,315 3,767 0,82 0,76
Bw
60 - 123 14,704 38,391 4,557 0,65 0,60
BC
123 - 200 16,156 38,319 4,441 0,71 0,66
PERFIL2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 15,439 35,007 5,341 0,75 0,68
AB
36 - 69 16,282 35,657 5,422 0,77 0,70
Bw1
69 - 146 16,029 41,053 5,849 0,66 0,61
Bw2
146 - 200 16,822 46,762 8,859 0,61 0,54
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A1
0 - 29 13,461 36,100 11,042 0,62 0,52
A2
29 - 49 14,674 38,848 11,528 0,64 0,54
AB
49 - 70 15,117 42,641 12,522 0,60 0,50
Bw1
70 - 118 12,580 44,256 13,263 0,48 0,40
Bw2
118 - 200 16,560 47,700 13,419 0,59 0,50
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A1
0 - 35 14,084 33,123 10,530 0,72 0,60
A2
35 - 52 14,361 35,664 11,599 0,68 0,56
AB
52 - 81 16,329 36,719 10,506 0,75 0,63
Bw1
81 - 164 16,714 37,410 11,711 0,75 0,63
Bw2
164 - 200 16,774 37,434 11,272 0,75 0,63
89
Figura 29: Tendência à diminuição dos valores de Ki e Kr à medida que se aprofunda
nos perfis de solo.
Segundo este autor, “os valores de sílica presente nas amostras analisadas
podem ser considerados altos”, pois a média de todos os pontos amostrados da Bacia do
Córrego Rio Grande e em todas as campanhas é de 13,3 mg/l, enquanto que a taxa
média mundial de sílica dissolvida em cursos fluviais é de 10,4 mg/l (SUMMERFIELD,
1991). Taxas iguais ou mais elevadas de sílica do que as encontradas na Bacia do
Córrego Rio Grande só ocorrem em bacias hidrográficas que possuem parte significativa
de sua área em cinturões orogenéticos (SALGADO, 2002).
Quanto ao comportamento anual da taxa de desnudação geoquímica de sílica
para a Bacia do Córrego Rio Grande, este autor diz que a variação anual é extremamente
pequena, explicada em razão de que a sílica em áreas com manto de intemperismo bem
desenvolvido é extremamente resistente aos processos de intemperismo químico
(GERRARD, 1994 apud SALGADO, 2002).
Deste modo, o que explica as altas taxas deste óxido nos cursos d’água durante
todo ano é o fluxo subsuperficial. Mesmo durante a estação mais seca é suficiente para
exportar do manto de intemperismo parte considerável dos íons de sílica que estão sendo
produzidos. Estas taxas são maiores até mesmo que os teores de bases, comprovando a
pobreza dos solos e colaborando ainda mais para afirmar o alto grau de desenvolvimento
do manto de intemperismo da região.
Diferentemente da química total, o SiO
2
encontrado por ataque sulfúrico da fração
argila tem um tendência em aumentar o seu teor nos horizontes inferiores. Já o teor de
90
Al
2
O
3
, esse aumento ocorre nas duas análises. Isso pode ser explicado, como já afirmado
anteriormente, da fração argila ser composta essencialmente de silicatos hidratados de
alumínio (aluminosilicatos) (MONIZ, 1972b) e aos fluxos subsuperficiais, que promovem
um processo de alteração mineralógica mais intensa nesses horizontes, fazendo assim
com que haja uma predominância de minerais secundários.
Similarmente ao SiO
2
e
Al
2
O
3
, os teores de Fe
2
O
3
tendem a aumentarem nos
horizontes inferiores, sugerindo uma possível acumulação por iluviação de
aluminosilicatos ricos em ferro e/ou por acumulação residual. Os teores de Fe
2
O
3
da
fração argila, semelhantemente aos dados de química total, também variam lateralmente
pela topossequência, principalmente no que se referem os litopedodomínios. O perfil 3,
originado de metabásica, foi o que obteve os maiores valores, onde os horizontes
inferiores possuem teor de Fe
2
O
3
em torno de 13 %, seguido pelo perfil 4 por volta de 11
%, perfil 2 variando entre 5,8 e 8,8 % e perfil 1, originado de xisto, com teor a cerca de
3,7%.
Conforme Embrapa (2006), solos com baixo teor de óxidos de ferro, ou seja,
menores que 8 % são classificados como hipoférricos e os que possuem um médio teor,
variando entre 8 e 18 % são mesoférricos. Já os que possuem teor de óxidos de ferro
alto, entre 18 e 36 % são classificados como férricos e os solos com teor muito alto,
maior que 36 % são classificados como perférricos.
Deste modo, ao avaliar os solos estudados neste trabalho, verifica-se que o perfil
3 (Latossolo Vermelho) e o perfil 4 (Latossolo Amarelo) são considerados mesoférricos.
Diniz (2002) classificou alguns Latossolos Vermelhos da região de Gouveia como
Distroférrico, ou seja, Latossolo Vermelho com saturação de bases menor que 50 % e
teor de óxido de ferro entre 18 e 36 % (férricos). No entanto, considerando que os solos
da região de Gouveia em geral obtém baixos valores de saturação de bases, os perfis 3 e
4, no qual obtiveram teores de óxidos de ferro entre 8 e 18 % (mesoférrico), podem ser
classificados como Latossolo Vermelho Distrófico e Latossolo Amarelo Distrófico
(EMBRAPA, 2006), respectivamente.
Já o perfil 1 e 2, por obterem valor de óxido de ferro em média menor que 8 %,
são considerados como hipoférricos. No entanto, o horizonte Bw2 do perfil 2 foi
classificado como mesoférrico, por obter 8,8 % de teor de óxido de ferro. Essa
informação é importante, pois como verificados nas análises morfológicas, esse horizonte
foi classificado com cor 2,5 YR, diferente dos horizontes sobrejascente e a mesma do
perfil 3, onde detectou-se a influência da metabásica na sua origem.
91
5.4.5 Mineralogia
Pelo fato das amostras terem sido analisadas em sua constituição total, de forma
que refletissem todas as frações que a constituem (minerais primários e secundários), os
resultados mostram a quantificação proporcional dos principais minerais, com destaque
para: quartzo; gibbsita; caolinita; muscovita; e alguns outros minerais com menor
proporção, como hematita, goethita, rutilo e anatase (Tabela 9 e Figura 30).
De forma expressiva, o quartzo é o mineral predominante em todos os horizontes
de todos os perfis de solo. Isto é comum em solos bastante intemperizados como os
Latossolos, pelo fato do quartzo ser o mineral silicatado mais estável (TAN, 1982), o
último mineral a cristalizar-se, sendo o mineral comum mais resistente ao intemperismo
(TOLEDO, OLIVEIRA e MELFI, 2000).
O perfil 1 foi o que obteve os maiores valores deste mineral, com teor que chega
69,2 % no horizonte A1, enquanto que nos outros perfis este teor atinge no máximo 56,4
% no horizonte A2 do perfil 3. É importante verificar que em todos os perfis há uma
tendência à diminuição no teor de quartzo nos horizontes subsuperficiais, o que coincide
com os dados da análise de química total, a qual o perfil 1 também obteve os maiores
valores de SiO
2
e os seus teores decaem no horizontes inferiores, levando a crer que
parte considerável da sílica presente nestes solos está na forma de quartzo.
Apesar de o quartzo ser destacado pela sua alta resistência ao intemperismo, há
de se considerar, entretanto, que ele não é inalterável. Em condições de clima tropical
muito agressivas, o intemperismo químico pode dissolvê-lo (TOLEDO, OLIVEIRA e
MELFI, 2000). Moniz (1972c) afirma que o intemperismo dos minerais em regiões
tropicais pode ser explicado pelo processo de remoção da sílica, em que as remoções
das bases fazem com que os minerais do tipo 2:1 percam a estabilidade e com isso a
dessilicatização se intensifica, iniciando a formação de caolinita.
De acordo com Oliveira (2005), valores das relações moleculares Ki e Kr são
utilizados para distinção de solos, podendo inferir quanto à sua composição mineralógica
e assim classificá-los em cauliníticos (Ki e Kr > 0,75), oxídicos (Kr < 0,75) e gibbsíticos (Ki
e Kr ≤ 0,75).
Os perfis 2, 3 e 4, com exceção do horizonte AB do perfil 2 (0,77), obtiveram
valores de Ki e Kr menores e iguais a 0,75, sendo assim caracterizados como gibbsíticos.
No perfil 1 os valores de Ki e Kr dos horizontes superficiais são consideravelmente
maiores que 0,75, caracterizados como cauliníticos. Mas é importante ressaltar que
mesmo os horizontes superficiais apontarem o perfil 1 como o menos intemperizados da
topossequência, é um solo, de modo geral, considerado com um índice de
intemperização elevado, pois o seu horizonte Bw é gibbsítico (Ki e Kr < 0,75).
92
Tabela 9: Dados de mineralogia dos quatros perfis de solo estudados neste trabalho.
HORIZONTES MINERALOGIA %
Símb. Prof. (cm)
Quartzo Gibbsita Caolinita Muscovita Hematita Goethita Rutilo
A
natase
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A
1
0 - 20 69,2 11,3 12,8 6,4 - - 0,3 -
A
2
20 - 38 68,8 12 9,2 9,9 - - 0,1 -
AB
38 - 60 60,8 15,4 16,1 7,7 - - 0,1 -
Bw
60 - 123 58 18,4 15,9 7,6 0,2 - - -
BC
123 - 200 47,6 15,9 24,9 11,4 0,2 - - -
PERFIL2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 49,6 28,6 21,7 - - - - -
AB
36 - 69 47,8 30,6 21,1 - - - - -
Bw1
69 - 146 43,5 29,5 18,6 0,4 - - - -
Bw2
146 - 200 41,1 33,5 17,3 7,6 0,5 - - -
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A
1
0 - 29 51,4 24,4 23,6 - 0,6 - - -
A2
29 - 49 56,4 22 17,8 - 0,4 3,4 - -
AB
49 - 70 44,8 25,5 28,8 - 0,8 - - -
Bw1
70 - 118 45 32,1 15,6 - 0,9 6,4 - -
Bw2
118 - 200 32,8 36,6 25,5 - 1,8 - - 3,2
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A
1
0 - 35 42,2 23 15,3 19,1 - - - -
A2
35 - 52 50,3 15,6 16,7 17,4 - - - -
AB
52 - 81 48,8 18,6 11,3 21,6 - - - -
Bw1
81 - 164 39,9 20,6 15 24,6 - - - -
Bw2
164 - 200 48,8 18,3 14,5 18,4 - - - -
93
Figura 30: Difratogramas de raios X de alguns horizontes dos quatro perfis de solo da topossequência.
94
Essas afirmações podem ser confirmadas pelos dados mineralógicos da tabela 9
supracitada. Os mesmos perfis 2, 3 e 4, obtiveram teores de gibbsita elevados, maiores
que os teores de caolinita, verificando-se um estágio avançado de lixiviação e alitização.
Oliveira e Jiménez-Rueda (1996) afirmam que a simples presença da gibbsita já
caracteriza o solo por um processo de alitização. Isso, porque em condições de lixiviação
muito forte, ocorre uma dessilicatização completa (alitização) e a própria caolinita se
torna instável e se decompõe, formando-se hidróxidos de alumínio (gibbsita) (MONIZ,
1972c).
Assim, o fato desses três perfis apresentarem valores de gibbsita maiores que os
de caolinita, permite considerar que estes solos estão sofrendo um processo avançado
de alitização. Já o perfil 1, que apresenta valores desse mineral proporcionais ao de
caolinita, caracteriza-se por sofrer um estágio intermediário de alitização, sendo
considerado o perfil de solo menos desenvolvido ou mais rejuvenescido da
topossequência.
A muscovita foi identificada em todos os horizontes dos perfis 1 e 4 e também nos
dois horizontes inferiores do perfil 2, enquanto que no perfil 3 não foi encontrado esse
mineral. Isso corrobora para a afirmativa de Figueiredo (1999), de que em Gouveia a
muscovita é bem detectada no solo de xisto e menos evidenciada nos solos originados
de metabásica. De acordo com Dana (1974), a muscovita é muito comum nas rochas
metamórficas, como o xisto, formando o constituinte principal em certos micaxistos.
No que se refere aos óxidos de ferro, são produtos do processo avançado de
intemperismo. Em solos altamente intemperizados de regiões tropicais e subtropicais,
notadamente os Latossolos, a goethita e a hematita são os óxidos de ferro dominantes e
estão relacionados com evolução desses solos (INDA JUNIOR e KÄMPF, 2005).
Considerando que os quatro perfis de solo da topossequência estudada neste
trabalho são Latossolos, com certeza há a presença de óxidos de ferro em todos os
horizontes de todos os perfis, principalmente a goethita, que é formada por menor
concentração de ferro (10
-42
g/kg). A hematita é formada por maior concentração de ferro
(10
-38
g/kg) e a sua presença se dá em solos com pequena atividade da água,
marcadamente vermelhos devido ao seu alto poder de colorir, estando ausente em solos
amarelos.
95
No entanto, o levantamento mineralógico dos solos estudados neste trabalho foi
feito em sua constituição total e não detalhadamente por cada fração, fazendo com que
esses óxidos fossem encontrados somente em alguns horizontes onde as concentrações
são mais elevadas.
A goethita só foi identificada em dois horizontes (A2 e Bw1) do perfil 3. A hematita
é identificada de forma mais expressiva também no perfil 3, onde em todos os horizontes
é detectada a sua presença, sendo a responsável pela coloração acentuadamente
avermelhada desse solo. Ela também foi encontrada no perfil 1 e 2, chamando a atenção
este último pelo fato de ter sido encontrado somente no horizonte Bw2, onde detectou-se
uma cor mais vermelha e um teor de ferro da sua fração coloidal (ataque sulfúrico) maior
que dos horizontes sobrejascentes, coincidindo com os dados morfológicos e
granulométricos, considerando uma provável influência de rocha metabásica em
subsuperfície na formação e composição desse horizonte.
5.4.6 Razão Zr/Quartzo e Zr/Ti
Os elementos Zr e Ti e o mineral quartzo, devido à sua grande estabilidade frente
aos processos intempéricos, têm sido utilizados como indicadores da quantidade de
material de origem que foi intemperizado para produzir determinado volume de solo, bem
como para indicar a ocorrência de descontinuidade litológica e sedimentação de material
alóctone no perfil de intemperismo (MARSHAL, 1940; CHAPMAN e HORN, 1968;
SUDOM e ST. ARNAUD, 1971; LUZ, OLIVEIRA e JIMÉNEZ-RUEDA, 1996; MOREIRA e
OLIVEIRA, 2008).
Observando a distribuição dos constituintes pouco móveis dos quatro perfis de
solo da topossequência, verifica-se uma tendência ao aumento das concentrações de
Al
2
O
3
, Fe
2
O
3
,TiO
2
e ZrO
2
nos horizontes inferiores, diferentemente do quartzo, que tem
uma tendência a diminuir. Com o objetivo de verificar uma possível descontinuidade
litológica e/ou contribuição de material externo na formação dos solos, foi analisada a
relação entre zircônio/quartzo e zircônio/titânio nos horizontes dos solos estudados.
É importante ressaltar, com exceção do perfil 1, o sólum dos outros três perfis da
topossequência são muito profundos. De acordo com levantamentos de campo eles
estão entre 4 a 5 metros de profundidade (verificados na voçoroca), dificultando o acesso
ao Horizonte C (saprolito) e não sendo possível coletar amostras que obtivesse as
características da rocha original preservadas.
Deste modo, as duas razões aplicadas nos três perfis (P2, P3 e P4) a jusante do
perfil 1, para verificar possíveis descontinuidades litológicas e/ou a existência de
materiais transportados, só foram feitas nos 2 metros de profundidades abertos nas
96
trincheiras, não possibilitando comparar o material de origem em subsuperficie com o
sólum em superfície, como indicado por alguns autores (MARSHAL, 1940; SUDOM e ST.
ARNAUD, 1971; e LUZ, SANTOS e MERMUT, 1992). No entanto, foi possível chegar ao
horizonte BC do perfil 1, guardando ainda algumas características da rocha original. Por
estar situado em alta vertente (interflúvio), seus valores serviram de referência, pois a sua
posição no relevo não possibilita a existência de material transportado.
Ao comparar os desvios dos valores da razão Zr/quartzo e Zr/Ti entre os perfis e
tomando como referência os valores do perfil 1, percebe-se, apesar de uma relativa
variação na porcentagem, uma semelhança nas características das curvas de desvio das
duas razões dos perfis de média e baixa vertente com o de alta vertente. Nenhum dos
perfis apresentou mudanças abruptas de valores, em que o maior porcentual de desvio
de valor atingido entre um horizonte e outro em cada perfil foi de 55% (Tabela 10 e Figura
31).
Tabela 10: Valores da razão Zr/quartzo e Zr/Ti dos quatro perfis de solo estudados em
topossequência.
HORIZONTES
SOLO TOTAL RAZÃO
Símbolo Prof. (cm)
Quartzo
%
ZrO
2
%
TiO
2
%
Zr/Quartzo
(x10
4
)
Zr/Ti
(x10
2
)
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A1
0 - 20 69,2 0,037 0,476 5,34 7,77
A2
20 - 38 68,8 0,037 0,496 5,37 7,46
AB
38 - 60 60,8 0,043 0,534 7,07 8,05
Bw
60 - 123 58 0,045 0,655 7,76 6,87
BC
123 - 200 47,6 0,040 0,560 8,40 7,14
PERFIL2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
0 - 36 49,6 0,036 0,724 7,26 4,97
AB
36 - 69 47,8 0,034 0,874 7,11 3,89
Bw1
69 - 146 43,5 0,035 0,682 8,04 5,13
Bw2
146 - 200 41,1 0,037 0,849 9,00 4,36
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A1
0 - 29 51,4 0,036 1,259 7,00 2,86
A2
29 - 49 56,4 0,039 1,472 6,91 2,65
AB
49 - 70 44,8 0,043 1,540 9,60 2,79
Bw1
70 - 118 45 0,046 1,611 10,22 2,85
Bw2
118 - 200 32,8 0,050 1,522 15,24 3,28
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A1
0 - 35 42,2 0,040 1,215 9,48 3,29
A2
35 - 52 50,3 0,045 1,084 8,94 4,15
AB
52 - 81 48,8 0,037 1,002 7,58 3,69
Bw1
81 - 164 39,9 0,048 1,186 12,03 4,04
Bw2
164 - 200 48,8 0,046 1,242 9,42 3,70
97
Figura 31: Gráficos das razões Zr/quartzo e Zr/Ti aplicadas nos quatro perfis de solo
analisadas em topossequência neste trabalho.
98
Verifica-se que a razão Zr/quartzo apresenta um aumento constante entre os
horizontes superiores e inferiores de três dos quatro perfis analisados, demonstrando
uma correlação entre eles e levando a crer que não há contribuição de material externo
ou evidência de alguma descontinuidade litológica. Os valores dessa razão apresentaram
uma regularidade, demonstrando uma homogeneidade do manto de intemperismo da
topossequência.
Ao longo do perfil 1, a maior discrepância encontrada nestes valores foi entre o
horizonte A1 e o BC, diferindo entre si em 36,4%, enquanto que entre o horizonte Bw e
BC essa diferença é somente de 7,6%. Já o perfil 3, obteve diferenças nos valores um
pouco mais expressivas, observando que a diferença na razão Zr/quartzo entre o
horizonte A2 e Bw2 foi de 54,6%, a maior encontrada na topossequência, mas cabendo
ressaltar que o primeiro é um horizonte mais superficial e o outro mais subsuperficial. O
perfil 2, junto com os dois anteriores, foi também o que obteve uma regularidade no
valores desta razão, pois a maior diferença encontrada foi de 26,5% entre o horizonte AB
e B, havendo valores bem mais baixos, como o encontrado entre os horizontes AB e A1
com somente 2,11%. O perfil 4 foi o único que não obteve uma regularidade em seus
valores ao longo do perfil, mas não sendo suficiente para considerar a presença de
material transportado e nem mesmo alguma descontinuidade litológica, pois a maior
diferença de valor da razão Zr/quartzo foi encontrada entre o horizonte AB e Bw1, com
36,9% apenas.
Chapman e Horn (1966) e Oliveira e Jiménez-Rueda (1996) utilizaram a
proposição de que Zr e Ti comumente exibem tendências similares e uniformes através
de um perfil de solo. Diversos critérios têm sido propostos na literatura com vistas à
identificação de descontinuidades que possam atestar a presença de materiais
transportados utilizando a relação entre esses elementos. Chapman e Horn (1966) e
Maynard (1992) propõem que se a relação Zr/Ti tiver um desvio maior que 100% a partir
da rocha original, para materiais muito intemperizados, provavelmente há a presença de
algum material alóctone. Já Touni, Eggleton e Taylor (2003) relatam que para sugerir
sedimentação de material alóctone associada com um acréscimo de material de outras
origens é preciso identificar mudança abrupta e aumento dos valores da razão Zr/Ti em
direção ao topo do solo.
No entanto, Cruz (2006) identificou em uma vertente do Córrego do Quebra,
situada também na Depressão de Gouveia e vizinha a sub bacia estudada neste trabalho,
esses três critérios. Através das características das curvas de valores da razão Zr/Ti
pôde afirmar que a cobertura superficial existente na vertente é composta por material
alóctone. Ele percebeu uma tendência de acréscimo dos valores nos perfis superficiais,
99
juntamente com algumas mudanças abruptas e valores de desvio dessa razão maiores
que 100% entre determinados horizontes de alguns perfis.
Os dados da relação Zr/Ti dos quatro perfis de solo estudados na topossequência
neste trabalho, diferentemente do observado por Cruz (op. Cit.), apresentaram valores
que levam a crer que o material que cobre toda topossequência é autóctone. Apesar dos
valores não demonstrarem uma regularidade e assim não deixar claro uma tendência de
variação entre a parte superior e inferior dos perfis, não foi verificada nenhuma mudança
abrupta entre horizontes de nenhum perfil e todos os valores de desvio entre horizontes
se apresentaram consideravelmente menores que 100% (Tabela 10 e Figura 32). No
perfil 1 o maior valor de desvio foi encontrado entre os horizontes Bw e AB com 14,65%,
no perfil 2 foi onde obteve o maior valor desvio da razão Zr/Ti da topossequência, com
24,1% entre os horizontes AB e Bw1, no perfil 3 foi entre os horizontes A1 e Bw1 com
19,2% e no perfil 4 foi entre os horizontes A1 e A2 com 20%.
Para Oliveira (2005), descontinuidade litológica são diferenças significativas na
natureza litológica identificadas entre horizontes do solo, refletidas principalmente na
composição granulométrica e na mineralogia, podendo acrescentar a composição
química e características morfológicas. Alguns autores alertam para o fato de serem
necessários vários parâmetros para discriminar com segurança a presença de
descontinuidade litológica (Schaetzl, 1998).
Apesar dos dados proporcionados pela razão Zr/quartzo e Zr/Ti, assim como os
de Ki e Kr e ΔpH, demonstrarem valores que não são capazes de afirmar a presença de
alguma descontinuidade litológica no perfil 2, alguns dos dados morfológicos, físicos,
químicos e mineralógicos levam a outra afirmação. Com a cor mais avermelhada (2,5
YR), índices de óxido de ferro (ataque sulfúrico) e de argila marcadamente maiores que
dos horizontes sobrejascentes e a identificação da hematita, levam a crer que o horizonte
Bw2 do perfil 2 tenha uma maior influência da rocha metabásica em sua formação que os
horizontes sobrejacentes, que são influenciados principalmente por xisto. Assim,
considera-se que neste ponto da vertente haja uma descontinuidade litológica, mas não
proporcionada pela sedimentação de material alóctone originado por outro tipo de rocha e
sim por haver onde abriu esse perfil um contato litológico entre xisto e metabásica em
subsuperficie (rever Figura 27, página 72).
Cabe ressaltar, que os valores comparativos entre os horizontes superiores e o
Bw2 não são discrepantes, onde o contato litológico encontrado no perfil 2 não é abrupto.
Com isso, entende-se que após processos pedogenéticos constantes (eluviação e
iluviação), o horizonte Bw2 ficou marcado por uma mistura de material advindo de dois
tipos rochosos, em que as suas características (cor, teor de ferro e argila) levam a
entender que tenha maior influência da rocha metabásica em sua composição.
100
5.5 MICROMORFOLOGIA DOS SOLOS
Castro (2002) considera que a micromorfologia de solos é uma técnica de
observação que, por si só, não responde a todos os problemas levantados numa
pesquisa pedológica, tornando-se assim imprescindível a consideração dos resultados
analíticos obtidos por outras técnicas, ou seja, é de grande importância que os resultados
adquiridos por essa técnica sejam cruzados com os dados do levantamento de campo e
os de laboratório. Para Resende et al. (1995), um estudo micromorfológico deve estar
sempre associado ao levantamento do perfil do solo e da paisagem da qual faz parte.
Assim, após as descrições das características morfológicas (dados de campo) e
dos dados de laboratório (análises físicas, químicas e mineralógicas), apresenta-se neste
tópico as características micromorfológicas dos quatro perfis de solo identificados na
topossequência (Tabela 11). O objetivo será demonstrar o estudo detalhado das
microorganizações pedológicas, ou seja, dos constituintes dos agregados dos horizontes
de solo e de suas relações, seu grau de preservação face às adições ou perdas,
contribuindo para importantes deduções a respeito dos processos pedogenéticos e
morfogenéticos envolvidos.
5.5.1 Proporção entre Esqueletos, Plasma e Poros
Como já verificados em todas as análises demonstradas anteriormente, todos os
perfis, mesmo quando originado por material de origem diferente, possuem uma relativa
semelhança entre suas características. Ao verificar a tabela 12, referente às proporções
de esqueleto, plasma e poro, atribuídas visualmente pelo microscópio ótico, é possível
perceber que em todos os quatro perfis de solo da topossequência há uma tendência da
proporção do plasma aumentar em subsuperfície, denotando um adensamento na
estrutura do solo.
Com relação ao esqueleto, diferentemente do plasma, foi verificado uma ligeira
tendência a menor concentração nos horizontes inferiores nos perfis 3 e 4. Já os poros,
tendem a diminuir proporcionalmente ao aumento do plasma nos horizontes inferiores em
todos os perfis. Essas observações estão condizentes com os resultados das análises
granulométricas, verificando um aumento no teor de argila à medida que se aprofunda
nos perfis de solo, caracterizando um processo de movimentação vertical de material
coloidal e processo intempérico mais intenso em subsuperfície, explicando o aumento do
plasma e a diminuição dos poros.
101
Tabela 11: Características micromorfológicas das lâminas delgadas dos solos estudados em topossequência neste trabalho.
HORIZONTES PEDALIDADE
TRAMA
FUNDO MATRICIAL
FEIÇÕES PEDOLÓGICAS
Símbolo Prof. (cm)
Desenvolvimento
A
comodação Poros Esqueletos Plasma
PERFIL 1: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Alta Vertente)
A1
10 - 15 Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Pápula; e Agrotúbulos
A2
25 - 30 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica -------------
AB
43 - 48 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica Pedoporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica -------------
Bw
85 - 90 Moderado
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Agrotúbulos
Bw/BC
(Trans)
133 - 138 Fraco a Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro -
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos argilo-férricos; e
Agrotúbulos
BC
170 - 175 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro -
enáulica
Pedoporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Nódulos argilo-férricos
PERFIL 2: LATOSSOLO VERMELHO – AMARELO (Média/Alta Vertente)
A
24 - 29 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
AB
55 - 60 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Agrotúbulos
Bw1
106 - 111 Moderado
Não
Acomodado
Enáulica Pedoporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Bw2
165 - 170 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Agrotúbulos
102
PERFIL 3: LATOSSOLO VERMELHO (Média Vertente)
A1
13 - 18 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Nódulos férricos
A2
31 - 36 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica Nódulos férricos
AB
50 - 55 Moderado
Não
Acomodado
Enáulica Pedoporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos; e
Agrotúbulos
Bw1
83 - 88 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica Pedoporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos; e
Isotúbulos
Bw2
138 - 144 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos: e
Agrotúbulos
PERFIL 4: LATOSSOLO AMARELO (Baixa Vertente)
A1
14 - 21 Moderado a Forte
Não
Acomodado
Enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos; e
Agrotúbulos
A2
42 - 47 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos;
Excrementos e Agrotúbulos
AB
60 - 65 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos;
Excrementos; e Agrotúbulos
Bw1
98 - 103 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos; e
Agrotúbulos
Bw1(II)
136 - 141 Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos e argilo-
férricos; Agrotúbulos e
Isotúbulos
Bw2
172 - 177 Fraco a Moderado
Não
Acomodado
Pórfiro –
enáulica
Pedo e
Bioporos
Quartzos, micas, feldspatos
e fragmentos de xisto
Silassépica
Nódulos férricos e argilo-
férricos; e Agrotúbulos
103
Tabela 12: Distribuição relativa do esqueleto, plasma e poro das lâminas delgadas dos
horizontes dos quatro perfis de solos da topossequência estudada neste trabalho.
HORIZONTES
ESQUELETO
%
PLASMA
%
PORO
%
Símbolo Prof. (cm)
Perfil 1: Latossolo Vermelho – Amarelo (Alta Vertente)
A1
10 - 15 35 30 35
A2
25 - 30 35 30 35
AB
43 - 48 35 35 30
Bw
85 - 90 30 45 25
Bw
/
BC (Trans.)
133 - 138 35 45 20
BC
170 - 175 35 40 25
Perfil 2: Latossolo Vermelho – Amarelo (Média/Alta Vertente)
A
24 - 29 30 35 35
AB
55 - 60 30 40 30
Bw1
106 - 111 30 35 35
Bw2
165 - 170 30 45 25
Perfil 3: Latossolo Vermelho (Média Vertente)
A1
13 - 18 35 35 30
A2
31 - 36 35 35 30
AB
50 - 55 30 40 30
Bw1
83 - 88 30 35 35
Bw2
138 - 143 30 45 25
Perfil 4: Latossolo Amarelo (Baixa Vertente)
A1
14 - 19 35 35 30
A2
42 - 47 35 35 30
AB
60 - 65 30 40 30
Bw1
98 - 103 30 45 25
Bw1(II)
136 - 141 30 45 25
Bw2
172 - 177 30 40 30
5.5.2 Pedalidade e Trama
Para Resende et al. (1995), o arranjo entre os grãos do esqueleto e o plasma
formando unidades maiores, denomina-se peds (agregados) e se considerar os poros,
denomina-se trama. Estes autores ainda afirmam que na análise dos peds é dada maior
ênfase ao seu tamanho, forma e arranjo, ou seja, enfatiza-se a sua constituição física,
denominada de pedalidade. De acordo com Castro (2002), a pedalidade é entendida a
partir do grau de desenvolvimento da microestrutura e do seu grau de acomodação,
aplicada somente a estruturas naturais.
Assim, o contraste nas proporções entre poros e plasma, identificadas
verticalmente pelos perfis, é expresso também na pedalidade. Todos os horizontes de
todos os perfis de solo são constituídos de material pédico, com graus de
desenvolvimento da pedalidade variando de fraco a fraco/moderado nos horizontes
inferiores, perpassando por moderado a moderado/forte nos horizontes intermediários e
104
moderado/forte a forte grau de desenvolvimento nos horizontes superficiais. Essas
características ratificam um maior desenvolvimento da microestrutura no sentido da
superfície dos perfis de solo, constatando que nos horizontes onde a pedalidade é mais
desenvolvida há uma tendência a maior proporção de poros.
Quanto ao grau de acomodação, está diretamente relacionado com o grau de
arrendondamento dos agregados. Em todos os horizontes dos quatro perfis, os
agregados foram classificados como arredondados a subarredondados, sendo assim
classificados como não acomodados (BREWER, 1964 apud CASTRO, 2002).
Essa variação vertical entre plasma e poro também se expressa nas
características da trama, podendo ser identificando dois tipos: enáulica; e pórfiro-
eunáulica. Essa classificação é baseada em Stoops e Jongerius (1975) apud Castro et.
al. (2003), no qual o primeiro tipo é referente à material grosseiro e agregados de material
fino distribuídos pelos espaços intersticiais sem preenchê-los completamente, marcado
por empilhamento de microagregados (Figura 32 A) . O segundo é semelhante ao
primeiro, diferenciando por constituir-se de microagregados menos desenvolvidos,
havendo menor proporção de poros (Figura 32 B). Assim, ao analisar os quatro perfis,
verificou-se, semelhantemente à pedalidade, uma tendência de se caracterizarem por
pórfiro-enáulica nos horizontes inferiores e tornarem enáulica nos superiores.
5.5.3 Fundo Matricial
O fundo matricial corresponde ao material que se encontra no interior dos
agregados elementares, constituindo-se de poros interagredados, esqueletos e plasma,
no qual as suas características são descritas individualmente (CASTRO, 2002;
RESENDE et. al., 1995; e FILIZOLA e GOMES, 2006). Essas características,
semelhantemente a pedalidade e a trama, também são praticamente as mesmas em
todos os horizontes dos quatro perfis da topossequência.
Os poros possíveis de serem vistos no microscópico ótico polarizante, possuem
dimensões que variam de meso a macroporos (0,03 a 5 mm). Morfologicamente,
baseando-se em Bullock et. al. (1985) apud Castro (2002), foram encontrados três tipos
de poros: os formados por empilhamento entre agregados e esqueletos, classificados
como intergranulares complexos
e incluídos na classe genética dos pedoporos (Figura 32
C); os de forma mais arredondada a alongados, geralmente não intercomunicantes e
denominados de cavidades
(Figura 32 D), podendo ser tanto pedoporos como bioporos; e
os poros do tipo canais
, com seção alongada, circular ou arqueada, freqüentemente
formadas por ação biológica, incluídos na classe dos bioporos (Figura 32 E). Muitas
105
vezes, foram verificados fragmentos de raízes associados aos poros do tipo cavidades e
canais (Figura 32 F).
A análise das características dos esqueletos mostra que eles se apresentam
moderadamente selecionados, pois 10 a 30% correspondem à distribuição de outras
frações (FILIZOLA e GOMES, 2006). Mineralogicamente foram observados minerais de
quartzo, muscovita, feldspatos e fragmentos de xistos em todas as lâminas delgadas
analisadas.
Existem algumas variações nas características do quartzo, chamando a atenção
para morfologia e morfoscopia. Todos variam em angular a subangular com face lisa ou
trincada (Figura 32 G e H). Existem ainda os que se apresentam carcomidos por corrosão
ou dissolução, formando pequenas cavidades em suas extremidades (cariados) (Figura
32 I), contribuindo para as afirmações de Toledo, Oliveira e Melfi (2000) de que o quartzo
não é inalterável, pois, em condições de clima tropical muito agressivas, o intemperismo
químico pode dissolvê-lo, demonstrando a alta intensidade dos processos intempéricos
da região e o quanto os solos da topossequência são intemperizados. Muitos quartzos
estão ferruginizados, apresentando deposição de óxidos e hidróxidos de ferro em sua
superfície (Figura 32 I, J e L). É importante ressaltar que essas ferruginizações não se
limitam somente ao esqueleto de quartzo, pois muitas vezes se estendem ao plasma não
apresentando contato abrupto, revelando se tratar de um material autóctone
(FIGUEIREDO et al., 2004).
Os feldspatos constituem um dos minerais mais comuns na superfície terrestre e
por serem basicamente constituídos de silicatos duplos de alumina associados a
elementos altamente solúveis como cálcio, potássio e sódio (GUERRA e GUERRA, 2003)
são facilmente alteráveis quando em contato com a água. No entanto, apesar de uma
proporção bem pequena, esse mineral ainda está presente no manto de intemperismo da
topossequência. Ao observar as suas características nas lâminas delgadas através de luz
polarizada, percebe-se um brilho desse mineral mais fosco que o do quartzo. Apresentam
morfologias subangulares a subarredondadas, possuem clivagens e estão bastante
carcomidos (Figura 32 M), demonstrando estarem sujeitos a um processo avançado de
dissolução, ou seja, de alteração.
A muscovita se caracteriza por formar agregados fibrosos de escamas
minúsculas, com um brilho sedoso (DANA, 1974) e colorido quando sujeita à luz
polarizada com nícóis cruzados (Figura 32 N). Presentes em todas as lâminas delgadas,
o grau de arredondamento das muscovitas e dos fragmentos de xistos (Figura 32 O) varia
de subangular a subarredondado, estando sempre associadas ao plasma, revelando,
também, uma característica autóctone do manto de intemperismo. Menezes (2006) ao
analisar as formações superficiais em uma topossequência no Córrego do Quebra, na
106
Depressão de Gouveia, percebeu que os grãos de xisto e das muscovitas se
encontravam dissociados do plasma, caracterizando-se assim esse material como
alóctone.
Apesar da associação dos fragmentos de xisto e muscovita ao plasma e todas as
outras análises revelarem um material originado in situ, ocorre a presença desse
fragmento lítico e desse mineral nas lâminas delgadas de todos os horizontes do perfil 3
(Figura 32 N e O). Sendo este originado de rocha metabásica, que é constituída por
outros tipos de minerais, não deveria apresentar muscovita em
sua constituição (Almeida
Abreu, 1989 e Knauer, 1990), o que faz considerar a ocorrência de movimentações e
deposições de material pedológico superficialmente pela vertente.
Os processos morfogenéticos pluviais, que provocam o transporte desse material
vertente abaixo, podem ser distinguidos em duas frentes de ação: a mecânica causada
pelo impacto das gotas de chuva provocando a desagregação das partículas terrosas; e a
ação do escoamento pluvial difuso, que desloca esse material desagregado a jusante, de
forma lenta e suave, fazendo com que os processos pedogenéticos (eluviação e
iluviação) ao longo do tempo incorporem esse material ao regolito, não sendo possível
diferenciá-los nem mesmo por análises químicas e físicas, mas sendo possíveis de
serem vistos pela micromorfologia, demonstrando a eficiência e importância deste
método. Mas é importante considerar, que mesmo a evidência de uma possível
movimentação lateral pela vertente, as baixas declividades e alta permeabilidade fazem
com que a movimentação hídrica vertical predomine sobre a lateral, sendo atestado pela
grande profundidade do manto de intemperismo.
Desse modo, é possível aferir a existência na topossequência de duas superfícies
de planação, como proposto pela teoria da etchplanação (BÜDEL, 1982). A
predominância de uma superfície de intenso intemperismo químico em subsuperfície,
permitindo a formação de um espesso manto de intemperismo e outra em superfície
marcada por processos mecânicos de escoamento pluvial. A ação superficial se daria,
principalmente, no período chuvoso, caracterizado por um processo de erosão laminar
que retira e desloca material já alterado por toda a vertente.
As estruturas plásmicas foram analisadas de acordo com Castro (2002),
classificando-as por apresentarem orientação relativa, onde os cristais de plasma se
organizam em domínios e demonstram uma transição ininterrupta (continuum). Por não
apresentar separações plásmicas, obter o padrão de extinção pontuado e possuir
domínios cintilantes, mas dificilmente identificáveis, foram classificadas como
silassépicas, pertencente ao grupo das estruturas assépicas.
107
Figura 32: Fotos de algumas características micromorfológicas da pedalidade, trama e fundo matricial.
108
Foram verificadas algumas manchas vermelhas no plasma, principalmente nos
horizontes inferiores de todos os perfis (Figura 32 P). De acordo com Menezes (2006),
essas manchas são referentes a concentrações plásmicas formadas por deposição de
argila advindas dos horizontes sobrejascentes. No perfil 1, observou-se, principalmente
na lâmina referente a transição entre o horizonte Bw e o BC, intercalações de manchas
vermelhas, marrons e amareladas no plasma, assemelhando-se a xistosidades (Figura
32 Q). Isso levou a interpretar como preservação das estruturas originais do material de
origem, que no caso deste perfil é o xisto. No que se refere à cor do plasma, em todos os
horizontes dos quatros perfis, verificou-se as mesmas encontradas na descrição
morfológica.
5.5.4 Feições Pedológicas
Feições pedológicas são unidades discretas reconhecíveis no solo que se
distingue do material adjacente por diferenças na concentração de um ou mais
componentes, como de uma fração ganulométrica, matéria orgânica, cristais,
componentes químicos ou da pedotrama (CASTRO, 2002; CASTRO et. al. (2003); e
FILIZOLA e GOMES, 2006). De acordo com Brewer (1964) apud Castro (2002), as
feições pedológicas podem ser herdadas da rocha original ou formadas por processos de
deposição de material transportado, sendo classificados em: cutãs; subcutãs;
pedotúbulos; glébulas; cristalárias; e excrementos. Algumas dessas feições foram
identificadas entre os horizontes dos quatro perfis estudados na topossequência.
Pedotúbulos são feições de preenchimento e foram encontradas em todos os
perfis, sendo que no perfil 3 foram encontradas em todos horizontes. De acordo com
suas características constitutivas e arranjo interno, a maioria dos pedotúbulos
encontrados foram classificados como agrotúbulos por constituir-se de esqueleto e
plasma associados, formando agregados com distribuição relativa, em que seu
preenchimento foi considerado como solto e contínuo (Figura 33 A). Na lâmina do
horizonte Bw1 do perfil 3 e a do Bw1 (II) do perfil 4, além de agrotúbulos, também foram
encontrados isotúbulos, caracterizados por constituir-se de grãos de esqueleto
cimentados por plasma, sem formar agregados, marcados por possuírem um
preenchimento denso (Figura 33 B).
A existência de pedotúbulos é sinal de uma grande atividade biológica nos solos,
pois de acordo com Castro (2002), geralmente, eles são formados por animais do solo e
por raízes, com posterior preenchimento por outros materiais. Para esta autora,
especificamente os agrotúbulos, são formados pela fauna do solo. Como observado em
109
campo, foram encontrados em todos os perfis formigas e cupins, levando a crer que eles
são os responsáveis pela sua formação.
Outra feição que denota a grande atividade biológica nesses solos, principalmente
da fauna, é a existência de excrementos nos horizontes A2 e AB do perfil 4. Ainda de
acordo com os critérios adotados pela autora supracitada, podem considerá-los como
excrementos frescos, por estarem praticamente intactos, conservando a sua forma
original e apresentando trama interna do tipo porfírica compactada (Figura 33 C).
As glébulas são feições pedológicas formadas por acumulações relativas de
certos constituintes do plasma, que juntamente com os cutãs, são as mais importantes
feições, por testemunhar processos pelos quais o material pedológico foi submetido
(Castro, 2002). Processos como lixiviação e acumulação são fundamentais em sua
formação, sendo imprescindíveis considerá-los. A classificação das glébulas foi feita
baseando-se em Brewer (1964) apud Castro (2002), identificando dois tipos: nódulos e
pápulas.
De acordo com Resende et al. (1995), nódulos são glébulas com organização
interna indiferenciada, isto é, sem direções preferenciais, podendo ser composta de
óxidos de ferro, de manganês, de calcita e etc.
Foram encontrados dois tipos de nódulos, os argilo-férricos constituídos de
materiais análogos aos adjacentes e tendendo a apresentar um arranjo paralelo dos
constituintes (lamelar). A trama interna distingue-se do fundo matricial externo apenas
pela concentração de um determinado elemento, sendo provavelmente argila rica em
ferro, apresentando um inicio de anisotropia quando submetida à luz polarizada, típica de
concentração de argila (Figura 33 D e E). Isso se dá, porque os minerais de argila têm
um padrão laminar, tendendo-se a orientar-se paralelamente, apresentando assim
birrefrigência.
A formação desses nódulos pode estar associada a oscilações do nível freático,
pois foram encontrados somente nas lâminas referentes aos horizontes subsuperficiais,
como na transição entre os horizontes Bw e BC (Bw/BC) e no horizonte BC do perfil 1 e
nos horizontes Bw1 e Bw2 do perfil 4. A presença destes nódulos corrobora para a
afirmação da ação dos fluxos subsuperficiais nos solos da topossequência, fazendo com
que os processos pedogenéticos atuem de forma mais efetiva e profunda, decompondo
os elementos químicos solúveis, acumulando argila e elementos pouco móveis (a
exemplo o ferro) nos horizontes inferiores.
O outro tipo corresponde aos nódulos férricos, possuindo a trama interna
indiferenciada e não apresentando orientação específica. A sua formação pode ser
atribuída à concentração de óxidos e hidróxidos de ferro em fases climáticas de
110
dessecação, provocando a formação de nódulos encravados no fundo matricial, que
diferentemente do anterior, apresenta isotropia óptica (Figura 33 F e G).
Esses nódulos foram encontrados em todos os horizontes do perfil 3 e 4,
exatamente onde verificou-se os maiores teores de Fe
2
O
3
entre os perfis da
topossequência. A presença desse tipo de nódulo pode estar evidenciando a influência
das variações climáticas na formação destes solos. A sazonalidade climática marca uma
alternância entre condições mais e menos oxidantes, favorecendo sucessivas
remobilizações do ferro que se concentra e forma nódulos ferruginosos.
Dentre as feições pedológicas identificadas nestes solos, a presença da pápula,
denominada por Resende et al. (1995) como glébulas compostas dominantemente de
minerais argilosos e com trama interna contínua ou lamelar, chama a atenção por estar
presente somente no horizonte A1 do perfil 1. Isto, porque a sua origem está
freqüentemente relacionada com o deslocamento de fragmentos de cutãs por processos
de pedoturbação (CASTRO, 2002), levando a crer que, geralmente, a sua presença se dá
nos horizontes inferiores, ou pelo menos nos horizontes inferiores de onde se encontram
as cutãs.
Com efeito, Menezes (2006) verificou na bacia do Córrego do Quebra, vizinha à
do Córrego dos Pereiras, a ocorrência de cutãs nos horizontes mais profundos dos perfis
por ela estudado. Deste modo, a presença de uma pápula no horizonte mais superficial
do perfil 1 da bacia do córrego dos Pereiras, situado em alta vertente, leva ao
entendimento que provavelmente esse horizonte no passado se situava em
subsuperfície, sofrendo processos de iluviação onde se acumulou material, inclusive essa
própria feição pedológica.
Por ser formada a partir da concentração de argila, essa feição possui uma trama
interna lamelar e anisotropia óptica quando submetida à luz polarizada com nicóis
cruzados, estando aderida ao esqueleto (Figura 33 H e I). A sua presença pode ser
interpretada como um remanescente de processos pretéritos, sendo incompatível com a
posição atual do horizonte onde se encontra, colaborando para a constatação da
existência de um processo morfogenético pluvial difuso que remobiliza material pela
vertente. A região de interflúvio seria o ponto mais afetado, ocorrendo o afloramento de
horizontes inferiores devido à retirada de material, que se desloca e se remobiliza a
jusante.
111
Figura 33: Caracterização micromorfológica das feições pedológicas.
112
5.6 EVOLUÇÃO PEDOGEOMORFOLÓGICA
A Depressão de Gouveia é considerada, do ponto de vista geomorfológico, como
sendo formada pelo recuo das cabeceiras dos ribeirões da Areia e do Chiqueiro (retração
lateral das encostas), obtendo por conseqüência o acúmulo de material detrítico na forma
de rampas suaves (pedimentos) que se estendem em direção aos leitos fluviais
(AUGUSTIN, 1995a e 1995b).
O piso da depressão estaria em grande parte recoberto por material detrítico
(colúvio), sendo destacada a sua existência em vários trabalhos realizados nesta região,
no que diz respeito a sua identificação, caracterização e gênese (SAADI e VALADÃO,
1987; SAADI, 1995; AUGUSTIN, 1995b; FERREIRA, 2002; CRUZ, 2006: e MENEZES
2006). Dentre esses trabalhos, a característica morfológica que mais chama a atenção e
que indica a presença desse material transportado é a presença de linhas de pedras,
marcando o contato entre o colúvio e elúvio.
Ferreira (2002), ao realizar o mapeamento das formações superficiais da bacia do
Córrego do Rio Grande, ao se referir à vertente estudada neste trabalho, aponta a
existência de um material coluvial denominado por ele de C2b, composto por cascalhos
heterométricos mal selecionados podendo estar associado a um colúvio amarelo,
freqüentemente ocorrendo em toda extensão da vertente e sobrepondo unidades eluviais.
No entanto, a partir da caracterização morfológica, física, química e algumas
feições micromorfológicas correspondentes aos quatro perfis de solo estudados nessa
vertente, diferentemente de todos os autores supracitados, aponta o manto de
intemperismo da topossequência como originado de material in situ, caracterizando-os
como solos autóctones eluviais.
Além da ausência de qualquer concentração de fragmentos líticos, principalmente
de quartzos, que pudessem ser classificados como linhas de pedras, as características
morfológicas demonstram que as cores dos solos não apresentam nenhuma
discrepância, variando verticalmente de forma gradual e transicional. O mesmo acontece
com os teores de areia encontrados nas análises granulométricas, ocorrendo uma
relação gradacional crescente nos perfis no sentido subsuperfície/superfície e uma
relação inversa quando se refere ao teor de argila.
Quanto às análises químicas, os dados de ΔpH, Ki e Kr e Zr/Quartzo também
demonstram uma regularidade à medida que se aprofunda nos perfis, não apresentando
nenhuma discrepância marcante de valores que possa indicar alguma interrupção no
processo de formação destes solos. Através das análises micromorfológicas foi possível
visualizar essa regularidade existente na composição desses materiais, demonstrando
um adensamento plásmico gradual à medida que se aprofunda nos perfis, refletidos nas
113
características da pedalidade e da trama. A existência de quartzos ferruginizados
colabora para a afirmação do manto de intemperismo da topossequência como
autóctone, pois essas ferruginizações geralmente se estendem ao plasma, sendo um
indicio de material in situ (FIGUEIREDO et al., 2004).
Todas as informações proporcionadas pelos dados físicos e geoquímicos também
levam à interpretação de que a movimentação hídrica vertical na topossequência
predomina sobre a lateral, atestada pela grande profundidade do manto de intemperismo.
Assim, baseando-se em Tricart (1977), essa vertente pode estar em alto estado de
equilíbrio, sendo caracterizada como um sistema em biostasia, com a sobreposição dos
processos pedogenéticos (movimentação vertical) sobre os morfogenéticos
(movimentação lateral). Os horizontes do solo se organizam de forma concordante com a
superfície, não apresentando instabilidade pedológica marcante que pudesse caracterizar
a existência de um “sistema de transformação”, onde uma cobertura inicial transformar-
se-ia em outra diferente e avançando lateralmente ao longo da vertente (BOULET,1988 e
BOULET, CHAUVEL e LUCAS, 1990).
Como já verificados em alguns trabalhos realizados na Depressão de Gouveia
(SALGADO, 2002; e CRUZ, 2006), a sazonalidade climática da região, a presença de
Latossolos, homogeneidade do material nos quatro perfis de solo e a pedogênese
predominando sobre a morfogênese, refletindo a grande atuação dos processos
geoquímicos, evidenciam características fundamentais para aferição de que o relevo local
e conseqüentemente o regional evolui a partir de um processo de etchplanação (BÜDEL,
1982). Dentro desse modelo de evolução do relevo, os aplainamentos são formados e
evoluem graças a um mecanismo de dupla planação: a superfície de intemperismo basal
(leaching surface) que se localiza em subsuperfície, onde atua a desnudação
geoquímica; e a superfície exumada por lavagem (washing surface), correspondendo à
superfície do modelado propriamente dita, onde predominam os processos mecânicos de
escoamento pluvial (THOMAS, 1994).
Os métodos laboratoriais utilizados nesta pesquisa comprovam que os processos
ocorrentes nessa vertente são mais ativos em subsuperfície. Constata-se uma tendência
de elevação dos teores de argila nos horizontes inferiores, onde os valores de ΔpH
tendem a ser maiores e os de Ki e Kr menores, demonstrando que esses horizontes
estão sofrendo maior processo de metorização que os superiores. Essa tendência é
refletida também na composição mineralógica, pois a gibbsita, mineral formado
geralmente por lixiviação muito intensa, aumenta seus teores na porção inferior dos
perfis.
Thomas (1994) afirma que para o modelo de etchplanação, o intemperismo
químico age de forma intensa e constante durante todo o ano, havendo a retirada de
114
material do sistema intemperizado em solução na água subterrânea. Isso pôde ser
verificado em Salgado (2002), quando ele afirma que os fluxos subsuperficiais na bacia
do Córrego Rio Grande, onde está situada a vertente estudada neste trabalho, exportam
das partes profundas do manto de intemperismo quantidade considerável dos íons de
sílica (desnudação geoquímica). Colaborando com tal afirmativa, os dados de ataque
sulfúrico apontam que os quatros perfis de solo estão sofrendo um processo avançado de
dessilicatização (retirada de silíca do sistema), tendendo a se intensificar em
subsuperfície, na qual os dados de química total e mineralogia demonstram menor
concentração de sílica e conseqüentemente maiores de gibbsita nos horizontes
inferiores.
Nos dados micromorfológicos, feições pedológicas, como os nódulos argilo-
férricos, encontrados somente em horizontes inferiores, também evidenciam a
movimentação hídrica em subsuperfíciea afetando as características do solo. A sua
formação, provavelmente, é dada por oscilações do nível freático, comprovando que os
processos pedogenéticos atuam profundamente no manto de intemperismo, decompondo
os elementos químicos solúveis e acumulando argila e elementos pouco móveis (a
exemplo o ferro), caracterizando por um processo pedogenético típico da latossolização.
Características identificadas nas análises micromorfológicas também demonstram
a atuação de processos mecânicos de escoamento pluvial remobilizando material
vertente abaixo, revelada pela presença de fragmentos de xisto e de muscovita nas
lâminas delgadas de todos os horizontes do perfil 3 (média vertente). Isso, porque o solo
desse perfil é originado de rocha metabásica e assim constituído, originalmente, por
outros tipos de minerais, não constando a existência de muscovita (Almeida Abreu, 1989
e Knauer, 1990) ou fragmentos de xisto.
A existência da feição pedológica do tipo pápula, identificada por análise
micromorfológica no horizonte A do perfil 1, leva a crer que a fonte principal do material
remobilizado seja advinda da alta vertente. Isso, porque a origem dessa feição está
freqüentemente relacionada aos horizontes subsuperficiais, sendo incompatível com a
posição do horizonte onde se encontra atualmente, levando a crer que os processos
mecânicos de escoamento pluvial afetam principalmente a região de interflúvio,
promovendo a remobilização do material dos horizontes superficiais vertente abaixo,
levando, conseqüentemente à exposição de horizontes inferiores.
De acordo com Christofoletti (1980) e com os dados apresentados, pode-se dizer
que os processos morfogenéticos pluviais, que provocam o transporte desse material
vertente abaixo, distinguem-se em duas frentes de ação: a mecânica causada pelo
impacto das gotas de chuva provocando a desagregação das partículas terrosas; e a
ação do escoamento pluvial difuso, que desloca esse material desagregado a jusante, de
115
forma lenta e suave, fazendo com que os processos pedogenéticos (eluviação e
iluviação) ao longo do tempo incorporem esse material ao regolito, não sendo possível
diferenciá-los nem mesmo por análises químicas e físicas, mas possíveis de serem vistos
pela micromorfologia.
O comportamento na evolução dessa vertente implica em uma dinâmica nos
processos de evolução de vertente semelhante ao modelo clássico proposto por Young
(1972). Nesse modelo os materiais intemperizados produzidos na alta vertente tendem a
se movimentarem em direção à jusante. Isto, como é visto na vertente estudada, produz
uma seqüência com solos relativamente menos espessos e menos intemperizados na
alta vertente e mais espessos e mais intemperizados na média e baixa vertente.
Desse modo, a principal contribuição da superfície de intemperismo basal aos
aplainamentos reside na preparação de material para a ação dos processos mecânicos
que ocorrem na superfície de lavagem. O intemperismo e a pedogênese são fatores
muito ativos e intermediários entre o embasamento e a erosão superficial. O papel do
intemperismo é de desagregação, sem afetar as características e as propriedades do
relevo. A pedogênese, por sua vez, é o motor dos fenômenos de evolução do relevo,
preparando os horizontes superficiais para a ação da erosão superficial e o conseqüente
aplainamento do relevo (VITTE, 2001). Assim, “a pedogênese, ao menos em seus
resultados globais, é, portanto um dos elementos da morfogênese. Ela modifica as
características superficiais da litosfera e deste modo, influencia os mecanismos
fundamentais da morfogênese” (TRICART, 1968, p. 6).
Porém, Ruellan (1987) afirma que na elaboração dos relevos, o papel dos
mecanismos geoquímicos e pedogenéticos não se reduze à simples preparação de um
material mais fácil de ser erodido, pois há também aplanamento dos relevos pelas
transformações mineralógicas, por subtrações geoquímicas e por modificações da
circulação da água no interior e no topo dos solos, ratificando a cobertura pedológica
como um agente de elaboração das formas de relevo (MILLOT, 1983; RUELLAN, 1987; e
QUEIROZ NETO, 2000).
Esses fatores apontam para a relação intrínseca entre a morfogênese e
pedogênese, corroborarando a importância da integração de conceitos e conhecimentos
da Pedologia e Geomorfologia, levando à criação de uma nova expressão nos estudos
em geociências, “pedogeomorfologia”, apoiada por alguns autores como Andrade et al.
(1997) e Figueiredo et al. (2004).
Assim, de acordo com os dados apresentados e na tentativa de descrever a
evolução pedogeomorfológica da Depressão de Gouveia, conciliando com os dados
prestados por este trabalho e descrições oferecidas por outros autores, pode-se dizer
que: No Plioceno se estabeleceu um soerguimento tectônico fazendo com que houvesse
116
uma reincisão da rede hidrográfica, refletindo nos cursos baixos e parte dos cursos
médios das principais bacias hidrográficas que drenam a porção oriental do Brasil,
originando a denominada superfície de aplainamento Velhas (KING, 1956), também
chamada de Sul Americana II (VALADÃO, 1998), que se elaborou através da abertura de
vales exatamente sobre a Superfície Sul Americana (KING, 1956).
Essa reincisão atingiu a Serra do Espinhaço (Superfície Sul Americana),
promovendo uma nova organização do sistema de drenagem regional e ativando os
processos de dissecação da paisagem, resultando na abertura da Depressão de Gouveia
e no afloramento do embasamento cristalino, elaborando a Superfície Velhas,
principalmente, sobre os xistos do Grupo Costa Sena (AUGUSTIN, 1995a).
Esse processo acabou acarretando a formação de um espesso manto de
intemperismo (Latossolos), recobrindo a Superfície Velhas e o embasamento cristalino
(ROCHA, 2004). No entanto, no Quaternário foi verificada uma nova fase de incisão
linear, dada através do entalhe de canais de pequena ordem (Ciclo Paraguaçu) (KING,
1956; e AUGUSTIN, 1995a) e provocando mudanças no nível de base regional. Isso fez
com que ocorresse desequilíbrio na estrutura pedológica de algumas vertentes da
Depressão de Gouveia, tornando-as instáveis e provocando um rejuvenescimento
pedológico através da retirada de material superficial, dando origem a novas estruturas e
configurando um sistema de transformação pedológica (BOULET,1988). Parte desse
material retirado acumulou em anfiteatros formados pelos próprios entalhes do Ciclo
Paraguaçu, sofrendo pedogênese intensa e assim formando mais Latossolos espessos.
Menezes (2006) e Cruz (2006) verificaram que está havendo uma intensificação
dos processos erosivos na paisagem, provocado por reajustamento da rede de
drenagem, resultando em nova organização dos solos da vertente por eles estudada na
bacia do córrego do Quebra, estando espacialmente distribuído em: Cambissolos na alta
vertente, Latossolo na média, e Cambissolo seguido de Neossolo Regolítico na baixa
vertente.
O Latossolo encontrado por eles caracteriza-se por se situar na parte mais
côncava e profunda do anfiteatro e por existir linhas de pedras nos horizontes inferiores.
Já os Latossolos identificados no quatro perfis estudados neste trabalho e os
identificados por Rocha (2004) nas porções retilíneas a suavemente convexas das
vertentes do Córrego do Quebra, diferentemente dos anteriores, apresentaram
homogeneidade nos dados e ausência de linhas de pedra, demonstrando se tratar de
material autóctone.
Deste modo, pode-se aferir que existem pelo menos dois ciclos de latossolização
na Depressão de Gouveia. Um ciclo iniciado no Quaternário (Pleistoceno), no qual
formou Latossolos a partir do material acumulado nos anfiteatros erosivos do Ciclo
117
Paraguaçu, marcados pela presença de linhas de pedra; e o outro ciclo correspondente a
formação dos Latossolos mais antigos, como os encontrados neste trabalho, originados
no Terciário Superior, caracterizando-se por serem autóctones e testemunhando um ciclo
geoquímico de intemperismo da Superfície Velhas.
Isso corrobora a idéia de que a incisão linear provocada pelo Ciclo Paraguaçu na
Depressão de Gouveia, ainda provocou pouca alteração na Superfície Velhas
(AUGUSTIN, 1995a). No entanto, é importante ressaltar que alguns indícios levam a crer
que a estrutura pedológica da região ainda está se ajustando a este encaixamento da
rede de drenagem. Mesmo a vertente estudada neste trabalho, que em todas as análises
demonstra estar em alto estado de equilíbrio, algumas características como a decaptação
dos horizontes superiores da alta vertente e a presença de uma voçoroca, podem estar
apontando indícios de uma incipiente instabilidade, no qual a estrutura pedológica
começa a se ajustar as novas condições geomorfológicas regionais.
Se tais afirmativas estiverem corretas, provavelmente, no futuro esse manto de
intemperismo se caracterizará por um sistema de transformação, onde a cobertura
pedológica se transformará em outra diferente e avançará lateralmente ao longo da
vertente.
118
6. CONSIDERAÇÕES FINAIS
A partir da caracterização morfológica, física, química, mineralógica, micromorfológica e
dados e interpretações fornecidos por outros autores sobre as características geológicas,
geomorfológicas e pedológicas da Depressão de Gouveia, pode-se estabelecer as
seguintes considerações:
• Dentre os quatro perfis identificados na topossequência, todos foram classificados como
Latossolos, por serem considerados solos muito intemperizados, evoluídos e profundos,
apresentando horizonte B latossólico (Bw) imediatamente abaixo do horizonte A. A
principal característica identificada que diferencia os perfis na vertente é a cor, na qual
foram encontrados Latossolos Vermelho-Amarelo (em dois perfis), Vermelho e Amarelo.
• As principais variações encontradas na cobertura pedológica da topossequência foram
identificadas nos litopedodomínios. O perfil 3, originado de metabásica, foi considerado o
solo mais intemperizado da topossequência, demonstrando ser bastante argiloso, com
baixos valores da relação silte/argila e o mais alto valor de ΔpH. Os índices de Ki e Kr
também foram os mais baixos, refletindo um solo constituído por alto teor de minerais
secundários e óxidos, formados por processo avançado de meteorização. O perfil 1,
originado de xisto, tem os mais baixos teores de argila, os mais altos de areia e todos os
valores químicos e mineralógicos apontam este perfil de solo como o menos
intemperizado da vertente.
• Os dados de ataque sulfúrico, através dos índices de Ki e Kr, demonstram que os
horizontes superficiais do perfil 1 são caracterizados como cauliníticos e o seu horizonte
Bw é gibbsítico. Já os perfis 2, 3 e 4 possuem valores de Ki e Kr que caracterizam todos
seus horizontes como gibbsíticos. Essas afirmações podem ser confirmadas pelos dados
mineralógicos, onde alguns horizontes do perfil 1 obteve em sua composição maior teor
de caolinita em relação a gibbsita, enquanto os horizontes dos outros três perfis a
jusante, com exceção do AB do perfil 3 e A2 do perfil 4, obtiveram teores de gibbsita
consideravelmente maiores que os de caolinita.
• A simples presença da gibbsita indica que os solos da topossequência estão sofrendo
um processo avançado de dessilicatização (OLIVEIRA e JIMÉNEZ-RUEDA, 1996). Além
de ser verificado por algumas análises químicas, esse processo pode ser visualizado
através da micromorfologia. Muitos quartzos se encontram altamente carcomidos e
cariados por processos de dissolução, atestando a grande ação intempérica que esses
solos estão sendo submetidos.
119
• A constatação de que esses solos estão sofrendo dessilicatização corrobora para as
afirmativas de Salgado (2002), que identificou durante todo ano nos cursos d’água da
região taxas de SiO
2
superiores aos teores de bases. Para ele, o alto teor de silício nos
corpos d’águas na Depressão de Gouveia é advindo do manto de intemperismo através
do fluxo subsuperficial, colaborando para afirmar o alto grau de desenvolvimento do solo
da região.
• Os dados de ataque sulfúrico demonstrando a tendência do processo de
dessilicatização se intensificar em subsuperfície e a presença de nódulos argilo-férricos,
formados por acúmulo de argila e elementos pouco móveis nos horizontes inferiores dos
perfis 1 e 4, colaboram para a afirmação de que os processos pedogenéticos nesta
vertente atuam profundamente, reflexo da movimentação hídrica subterrânea constante
do lençol freático
• Todas as informações proporcionadas pelos dados físicos e geoquímicos levam à
interpretação de que a movimentação hídrica vertical na topossequência predomina
sobre a lateral, atestada pela grande profundidade do manto de intemperismo. Essa
vertente encontra-se em estado de equilíbrio, em que os horizontes do solo estão
organizados de forma concordante com a superfície, denotando que processos
pedogenéticos sobrepõem os morfogenéticos (biostasia).
• Todas as características analisadas apontam o manto de intemperismo da
topossequência como originado de material in situ: a ausência de linhas de pedra; a
homogeneidade vertical na cor e textura de cada perfil de solo; dados de ΔpH, Ki e Kr e
Zr/Quartzo; e a existência de quartzos com ferruginizações se estendo ao plasma
(micromorfologia), demonstram uma regularidade à medida que se aprofunda nos perfis e
não apresentam nenhuma discrepância marcante de valores que possa indicar alguma
interrupção no processo de formação destes solos.
• Apesar de considerado in situ, características identificadas nas análises
micromorfológicas também demonstram a atuação de processos mecânicos de
escoamento pluvial remobilizando material já alterado vertente abaixo, revelada pela
presença de fragmentos de xisto e de muscovita nas lâminas delgadas de todos os
horizontes do perfil 3 (média vertente), originado de metabásica.
• A existência da feição pedológica do tipo pápula, identificada por análise
micromorfológica no horizonte A do perfil 1, leva a crer que a fonte principal do material
remobilizado seja advinda da alta vertente. Isso demonstra que os processos mecânicos
de escoamento pluvial afetam principalmente a região de interflúvio, aflorando os
120
horizontes inferiores do solo e assim caracterizando este ponto da vertente por estar
sofrendo um processo de rejuvenescimento pedológico.
• A ação do escoamento pluvial difuso, que desloca o material desagregado a jusante, se
dá de forma lenta e suave, fazendo com que os processos pedogenéticos ao longo do
tempo incorporem esse material ao regolito, não sendo possível diferenciá-los nem
mesmo por análises químicas e físicas, mas possíveis de serem vistos pela
micromorfologia, demonstrando a eficiência e importância desse método.
• As características e feições identificadas levam a entender que o processo de evolução
pedogeomorfológica da topossequência evoluiu a partir dos moldes oferecidos pela teoria
da etchplanação. A superfície de intemperismo basal é atestada pela grande atividade
dos processos subsuperficiais desagregando material para a ação da superfície exumada
de lavagem, que rebaixa o relevo através dos processos mecânicos de escoamento
pluvial, remobilizando material vertente abaixo.
• Com base nos dados apresentados neste trabalho e Rocha (2004) em comparação aos
trabalhos de Menezes (2006) e Cruz (2006), pode-se afirmar que existem pelo menos
dois ciclos de latossolização na Depressão de Gouveia. Um ciclo iniciado no Quaternário
(Pleistoceno), no qual formou Latossolos a partir do material acumulado nos anfiteatros
erosivos do Ciclo Paraguaçu, marcados pela presença de linhas de pedra; e o outro ciclo
correspondente a formação dos Latossolos mais antigos, como os encontrados neste
trabalho, originados no Terciário Superior, caracterizando-se por ser autóctone e
testemunhando um ciclo geoquímico de intemperismo da Superfície Velhas.
• A estrutura pedológica da região pode ainda estar se ajustando ao encaixamento da
rede de drenagem provocado pelo Ciclo Paraguaçu. Mesmo a vertente estudada neste
trabalho, que em todas as análises demonstrou estar em alto estado de equilíbrio, a
decaptação dos horizontes superiores da alta vertente e a presença de uma voçoroca,
podem ser indícios de uma incipiente instabilidade, no qual a estrutura pedológica
começa a se ajustar as novas condições geomorfológicas regionais.
121
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128
ANEXO I - Ficha de descrição de solos em campo.
FICHA DE DESCRIÇÃO DE SOLO
INFORMAÇÕES GERAIS
PROJETO: ___________________________________________________________
PERFIL Nº: ______________________ DATA: ______________________________
CLASSIFICAÇÃO: _____________________________________________________
_____________________________________________________________________
LOCALIZAÇÃO: _______________________________________________________
_____________________________________________________________________
FORMAÇÃO GEOLÓGICA: ______________________________________________
LITOLOGIA: __________________________________________________________
SITUAÇÃO E DECLIVE: ________________________________________________
RELEVO: _____________________________________________________________
EROSÃO: ____________________________________________________________
DRENAGEM: _________________________________________________________
VEGETAÇÃO: _________________________________________________________
USO ATUAL: _________________________________________________________
DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA
Horiz. _____ Espes. ____
(cm)
Cor:____________________________________(úmida)
________________________________________ (seca)
Mosqueado: ___________________________________
Textura: ______________________________________
Estrutura: _____________________________________
Cerosidade: ___________________________________
Consistência: __________________________________
_____________________________________________
Raízes: __________________ Transição: ___________
Horiz. _____ Espes. ____
(cm)
Cor:___________________________________(úmida)
________________________________________ (seca)
Mosqueado:___________________________________
Textura: ______________________________________
Estrutura:_____________________________________
Cerosidade:____________________________________
Consistência:__________________________________
_____________________________________________
Raízes: _________________ Transição: ____________
129
Horiz. _____
Espes. ____
(cm)
Cor: ___________________________________(úmida)
________________________________________ (seca)
Mosqueado:___________________________________
Textura: ______________________________________
Estrutura:_____________________________________
Cerosidade:____________________________________
Consistência:__________________________________
_____________________________________________
Raízes: _________________ Transição: ____________
Horiz. _____ Espes. ____
(cm)
Cor:___________________________________(úmida)
________________________________________ (seca)
Mosqueado:___________________________________
Textura: ______________________________________
Estrutura:_____________________________________
Cerosidade:____________________________________
Consistência:__________________________________
_____________________________________________
Raízes: __________________ Transição: ___________
Horiz. _____ Espes. ____
(cm)
Cor: ___________________________________(úmida)
________________________________________ (seca)
Mosqueado: ___________________________________
Textura: ______________________________________
Estrutura:_____________________________________
Cerosidade:____________________________________
Consistência:__________________________________
_____________________________________________
Raízes: _________________ Transição: ____________
Horiz. _____ Espes. ____
(cm)
Cor: ___________________________________(úmida)
________________________________________ (seca)
Mosqueado:___________________________________
Textura: ______________________________________
Estrutura:_____________________________________
Cerosidade:____________________________________
Consistência: __________________________________
_____________________________________________
Raízes: _________________ Transição: ____________
OBSERVAÇÕES:
____________________________________________________
____________________________________________________
____________________________________________________
____________________________________________________
____________________________________________________
____________________________________________________
____________________________________________________
130
ANEXO II – Ficha de descrição micromorfológica de solos
Lâmina: ____________________
Origem: ____________________
Campo visual do microscópio – aumento de 2,5x (diâmetro = 5mm)
Desenho (diâmetro = 5cm)
Escala: 1cm = 1mm
1. Assembléia
• Características gerais da lâmina:
_______________________________________________________
_______________________________________________________
_______________________________________________________
_______________________________________________________
_______________________________________________________
_______________________________________________________
_______________________________________________________
Análise mínima da assembléia do fundo matricial e
das feições pedológicas
Componentes Esqueleto Plasma Poros
%
Legenda
131
• Se material apédico:
- Seleção: ______________________________________________
- Dimensão: _________________________________________________________
- Distribuição de base: ______________________________________________
- Distribuição referida: ____________________________________
• Se material pédico:
- Pedalidade:
- Grau de desenvolvimento (p. 60; p. 61 – Fig. 13):_______________________
____________________________________________________________________
- Grau de seleção (p. 46; p. 48 – Quadro 7): __________________
_______________________________________________________
- Classes e formas (p. 51; p. 52 – Fig. 9; p. 53 – Fig. 10):
Classe (Modif. de ZINGG, 1935 e BREWER, 1964) Forma (Inspirado em BULLOCK et al, 1985)
- Grau de arredondamento (BULLOCK et al, 1985) (p. 54; p. 55 –
Quadro 9): _____________________________________________
- Trama/Distribuição relativa (ou estrutura de base) - (p. 56 e 57-
Fig. 12; p. 63 – Quadro 12; p. 64): ___________________________
(Obs.: a trama deve ser observada com zoom, através da lente de aumento 10x)
2. Fundo Matricial
2.1. Poros (intra-agregados)
• Dimensão (p. 67; p. 68 – Quadro 13): ________________________
• Classif. morfológica (p. 68, 69 e 70 – Fig. 17):__________________
• Classe de alisamento (p. 71 – Quadro 15): ____________________
• Distribuição (p.57 – Fig. 12): _______________________________
• Orientação (p. 58): _______________________________________
• Gênese (p. 72 – Quadro 16): _______________________________
2.2. Esqueleto (p. 73)
• Grau de seleção (p. 46; p. 48 – Quadro 7): ____________________
• Dimensão (escala textural) (p. 48 – Quadro 7): ________________
• Freqüência (p. 48 – Quadro 7): _____________________________
• Mineralogia: ____________________________________________
132
• Grau de arredondamento (BULLOCK et al, 1985) (p. 54; p. 55 –
Quadro 9): _____________________________________________
• Exoscopia (p. 73; p. 74 – Quadro 17): _______________________
• Orientação (p. 58 – Quadro 10): ____________________________
• Distribuição de base (p. 56; p. 57 – fig. 12):___________________
• Distribuição referida (p. 56; p. 57 – fig. 12):___________________
• Distribuição relativa (p. 56; p. 57 – fig. 12): ___________________
• Org. funcional entre esqueleto e plasma (p. 75 – Quadro 18):
_______________________________________________________
2.3. Plasma (fração argila)
• Cor do plasma: __________________________________________
• Orientação de base (p. 82 – Quadro 22):______________________
- Grau de orientação: ______________________________________
- Natureza da orientação: __________________________________
• Orientação relativa (a partir de BREWER, 1964; p.85):___________
_______________________________________________________
(Obs.: a trama deve ser observada com zoom, através da lente de aumento 10x)
3. Feições Pedológicas (p.17 e 86)
• Cutãs (p.93):
- distribuição geral: _______________________________________
- forma geral do revestimento: ______________________________
- natureza dos constituintes: _______________________________
- contraste: _____________________________________________
- adesividade: __________________________________________
- fábrica interna: _________________________________________
- classificação morfológica: _________________________________
- genética: ______________________________________________
• Pápulas (p.125):
- morfologia externa: _____________________________________
- individualização: ________________________________________
133
- fábrica interna: _________________________________________
- origem e evolução: ______________________________________
• Pedotúbulos (p.110):
- forma externa (p.112): ___________________________________
- dimensão: _____________________________________________
- fábrica interna (Q.23-p.91/Fig.33-p.112): ____________________
______________________________________________________
- densidade de fábrica (Fig.32-p.110): ________________________
- individualização (p.112): __________________________________
- origem (p.113): _________________________________________
• Feições de Depleção (perda) (p.88/Fig.22-p.89): ______________
_______________________________________________________
• Glébulas (p.115):
- forma externa (Qd. 28/p.116): _____________________________
- trama interna (p.118): ___________________________________
- identificação mineralógica (p.118): __________________________
- tipo (Fig.36/p.119): ______________________________________
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