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Revista Brasileira de Ciência do Solo

On-line version ISSN 1806-9657

Rev. Bras. Ciênc. Solo vol.33 no.6 Viçosa Nov./Dec. 2009

https://doi.org/10.1590/S0100-06832009000600028 

SEÇÃO V - GÊNESE, MORFOLOGIA E CLASSIFICAÇÃO DO SOLO

 

Topolitossequências de solos do Alto Paranaíba: atributos físicos, químicos e mineralógicos(1)

 

Topolitosequences of soils in Alto Paranaíba region: physical, chemical and mineralogical properties

 

 

Fernando Cartaxo Rolim NetoI; Carlos Ernesto G.R. SchaeferII; Elpidio Inácio Fernandes FilhoII; Marcelo Metri CorrêaIII; Liovando Marciano da CostaII; Roberto da Boa Viagem ParahybaIV; Sergio Monthezuma Santoianni GuerraI; Richard HeckV

IProfessor do Departamento de Tecnologia Rural, Universidade Federal Rural de Pernambuco – UFRPE. Rua Dom Manoel de Medeiros s/n, Dois Irmãos, CEP 52171-900 Recife (PE). E-mails: fernandocartaxo@yahoo.com.br; smsguerra@hotmail.com
IIProfessor do Departamento de Solos, Universidade Federal de Viçosa – UFV. Av. PH Rolfs s/n, CEP 36570-000 Viçosa (MG). E-mail: carlos.schaefer@solos.ufv.br
IIIProfessor da Unidade Acadêmica de Garanhuns, Universidade Federal Rural de Pernambuco – UFRPE. Av. Bom Pastor s/n, Boa Vista, CEP 55296-901 Garanhuns (PE). E-mail: marcelometri@yahoo.com
IVPesquisador da Embrapa Solos/Recife. Rua Antônio Falcão 402, Boa Viagem, CEP 51020-240 Recife (PE). E-mail: parahyba@uep.cnps.embrapa.br
VProfessor Associado, Department of Land Resource Science, University of Guelf, Ontario, Canada N1G2W1. E-mail: rheck@voguelf.ca

 

 


RESUMO

Pouco se conhece sobre a diferenciação pedogenética no Alto Paranaíba (MG), quando são comparados materiais de composição química tão variada, como tufitos, rochas ígneas alcalinas e ultramáficas e carbonatitos, todos de ocorrência na região. Dessa forma, este trabalho teve como objetivo caracterizar física, química e mineralogicamente os solos representativos de três topolitossequências do Alto Paranaíba. Para isso, foram descritos e coletados 11 perfis de solos, entre os municípios de Serra do Salitre, Patrocínio e Coromandel, representando as variações litológicas na faixa do contato geológico entre os grupos Bambuí, rochas vulcânicas ultramáficas e Araxá. Nas amostras de solos foram realizadas análises físicas e químicas de rotina, além de determinações de Fe, Al e Si após extração por ataque sulfúrico; Fe por DCB e oxalato; Fe, Ca, Mg, K, P, Ti e outros metais pesados após digestão total (ataque triácido); e determinação dos diferentes componentes da fração argila por difratometria de raios X. Os Latossolos do Alto Paranaíba são extremamente intemperizados e com índices Ki e Kr muito baixos, indicativos de solos ricos em óxidos de Fe e de Al, não possuindo uma filiação definida com os materiais de origem subjacente, indicando intensa pedoturbação e provável mistura com materiais alóctones. As assinaturas geoquímicas indicativas da natureza ultramáfica são os teores elevados de Cr, Ni, Mn, Fe e Mg. A mineralogia da fração argila dos Latossolos indica a coexistência de vermiculita com hidroxi-Al entrecamadas, caulinita, gibbsita e anatásio, evidenciando uma gênese policíclica dos minerais da fração mais fina e o elevado grau de intemperismo. Nos Cambissolos, a rápida dessilificação atual conduz à coexistência de gibbsita e óxidos de Fe com esmectitas e illitas, em virtude da rápida ação do intemperismo nos substratos de rochas máficas ou ultramáficas-alcalinas, pobres em sílica.

Termos de indexação: Latossolos, rochas máficas, Triângulo Mineiro, extração sequencial, intemperismo.


SUMMARY

Little is known bout the pedogenetic differentiation in Alto Paranaíba, western Minas Gerais, Brazil, when materials with such a variety of chemical compositions as tufite, alkaline-ultramafic igneous rocks and carbonatites are compared, which are all found in this region. The purpose of this study was to characterize the physical, chemical and mineralogical properties of three representative soil topolitosequences of the Alto Paranaíba region. Therefore, 11 soil profiles were described and collected in the Serra do Salitre, Patrocínio and Coromandel counties, representing the influence of mafic-ultramafic bodies along the geological interface between Bambuí and Araxá groups. Soil samples were routinely analyzed for physical and chemical properties, besides determinations of Fe, Al and Si after sulfuric extraction; Fe after extraction by DCB and oxalate; Fe, Ca, Mg, K, P, Ti, and other heavy metals after total digestion (triacid attack); and determination of the different components in the clay fraction by DRX. The Latosols (Oxisols) of the Alto Paranaíba are extremely weathered and have very low Ki and Kr indexes, indicators of soils with high iron and aluminum oxides contents, with no defined relationship with the underlying parent materials, indicating intense pedoturbation and mixture with alloctonous materials. The geochemical signatures of the ultramafic nature are the unusual high content of Cr, Ni, Mn, Fe, and Mg. The clay fraction mineralogy of the Latosols shows the coexistence of VHE, kaolinite, gibbsite, and anatase, indicating a polycyclic genesis of the minerals from the finer fraction and the high weathering degree. In the Cambisols, the current rapid desilification indicates the coexistence of gibbsite and iron oxides with smectites and illite because of the fast weathering in the silicon-poor mafic or alkaline-ultramafic rock substrates.

Index-terms: Latosols, ultramafic rocks, Triangulo Mineiro, sequential extraction, weathering.


 

 

INTRODUÇÃO

A porção superior do Rio Paranaíba representa um dos divisores de água mais importantes do Brasil, separando as cabeceiras de drenagem dos rios São Francisco, a leste, e Paraná, a oeste, com intensa atividade agrícola e vocação agroindustrial. É, ainda, área de elevado aproveitamento hidráulico, com várias barragens para geração de energia.

Do ponto de vista geológico, abrange uma vasta área elevada, onde se sucedem litologias pré-cambrianas (grupos Bambuí, Canastra, Ibiá, Paracatu, Araxá e Embasamento Cristalino), atravessadas por inúmeros corpos vulcânicos/subvulcânicos, relacionados aos eventos da separação entre África e América do Sul, a partir da reativação Juro-Cretácea. Rochas efusivas básicas ocorrem na direção do Rio Paraná, enquanto diversos afloramentos de corpos ígneos de filiação máfica-ultramáfica ou alcalina se distribuem em sua borda, atravessando rochas pré-cambrianas (Schaefer, 1999).

A região do Alto Paranaíba apresenta-se com embasamento de rochas pelíticas do pré-cambriano, dobradas e cobertas por sedimentos clásticos fluviais, com ocorrências de material piroclástico (Guimarães, 1955). Estes materiais, resultantes de atividades vulcânicas, originaram os chamados tufos vulcânicos ou tufitos, que preencheram as partes dissecadas da paisagem na época da deposição (Barbosa et al., 1970; Carmo et al., 1984).

Em geral, a geomorfologia da área é composta de grandes chapadões, mais ou menos recortados, ocasionando o aparecimento de vales profundos com encostas largas (Ferreira et al., 1994). Nos chapadões, ocorrem Latossolos sob vegetação original de Cerrado, os quais são de grande importância para o desenvolvimento agrícola do Estado de Minas Gerais, com destaque para as culturas de soja, milho e café (Carmo et al., 1984). Poucos remanescentes florestais ainda existem na área.

Segundo Ferreira (1994), a fração argila dos Latossolos do Triângulo Mineiro é composta basicamente por caulinita, gibbsita e goethita, com presença eventual de anatásio, como constatado por Kämpf & Schwertmann (1983) e Curi & Franzmeier (1984) em solos similares. Foram encontrados, por Ferreira et al. (1994), Latossolos Roxos com alta susceptibilidade magnética, com hematita em 80 % do total dos óxidos. Solos com susceptibilidade magnética originados de basalto e tufito ocorrem, respectivamente, nas regiões do Triângulo Mineiro – MG e do Alto Paranaíba – MG. Segundo Coey et al. (1991), nos solos de basalto a magnetização é decorrente da Ti-maguemita, enquanto nos de tufito é por conta da Mg-maguemita. Os óxidos de Fe, principalmente magnetita e maguemita, podem conter elementos traços em suas estruturas, o que justifica as correlações positivas encontradas entre seus teores totais e a magnetização (Resende et al., 1986; Curi & Franzmeier, 1987; Ferreira et al., 1994).

Pouco se conhece sobre a diferenciação pedogenética no Alto Paranaíba, quando são comparados materiais de composição química tão variada, como tufitos, rochas ígneas alcalinas e ultramáficas e carbonatitos, todos de ocorrência na região.

Neste trabalho, selecionaram-se, para estudo, três topolitossequências, representando as principais variações dos solos encontradas no Alto Paranaíba, em termos de litologias máficas-ultramáficas, objetivando-se avaliar aspectos da morfologia, propriedades físicas, químicas, mineralogia da fração argila e da gênese dos solos, conforme as variações litológicas e topográficas.

 

MATERIAIS E MÉTODOS

Foram escolhidas três topolitossequências de solos localizadas na região da Bacia do Alto Paranaíba, no Estado de Minas Gerais, num total de 11 perfis de solos, entre os Municípios de Serra do Salitre, Patrocínio e Coromandel, na faixa do contato geológico entre os grupos Bambuí e Araxá (Figuras 1, 2 e 3). Horizontes selecionados dos mesmos perfis de solo já foram utilizados, em estudo anterior, para avaliar diferenças na capacidade de adsorção de fósforo dos referidos solos (Rolim Neto et al., 2004)

 

 

 

 

 

 

A primeira topolitossequência (T1), com quatro perfis (Figura 1), está situada nas proximidades da Serra do Salitre, localizada no município de mesmo nome. A segunda (T2), também com quatro perfis de solos (Figura 2), encontra-se na Serra Negra, no município de Patrocínio, e a terceira (T3), com apenas três perfis (Figura 3), nas imediações da sede do município de Coromandel. As topolitossequências foram identificadas de acordo com o nome dos municípios em que estão localizadas.

O clima regional é do tipo Cwb (Köppen), com verões amenos e invernos secos (Braun, 1988). Em T1, os solos são desenvolvidos de rochas ultramáficas no topo, e o último perfil é desenvolvido de rochas metapelíticas do Bambuí. Em T2, o topo da paisagem é sustentado por rochas ígneas ultramáficas (peridotito-dunito), transicionando para rochas metassedimentares nas partes mais baixas. Em T3, os solos do topo são desenvolvidos de tufito, e abaixo da escarpa, de sedimentos coluviais com canga laterítica. As variações altimétricas estão ilustradas na Figura 1. O relevo é sempre mais aplainado no topo (T1, T2, T3), que representa a paisagem e os solos mais antigos, associados à Superfície Sulamericana (Eoceno ao Plioceno). Nas partes mais baixas das paisagens, que erodiu as chapadas, a dissecação é de idade pleistocênica (Braun, 1988).

Os perfis de solo foram descritos em sua morfologia segundo Santos et al. (2005). Amostras com estrutura deformada de cada horizonte dos perfis de solo foram coletadas para realização análises físicas, químicas e mineralógicas de caracterização dos solos. Nas análises físicas e químicas de rotina, seguiram-se os processos padrões do Manual de Métodos de Análise de Solo (Embrapa, 1997).

Nos principais horizontes genéticos de cada solo, foram realizados ataque triácido, ataque sulfúrico (Embrapa, 1979) e extrações com oxalato ácido de amônio (McKeague & Day, 1966) e ditionito-citrato-bicarbonato de sódio (Mehra & Jackson, 1960) nas frações TFSA e argila.

Análises mineralógicas da fração argila foram efetuadas pela técnica de difração de raios X em lâminas com argila orientada, após desferrificação com ditionito-citrato-bicarbonato (Mehra & Jackson, 1960). As leituras foram realizadas em amostras saturadas com magnésio e magnésio + glicerol, ambos em temperatura ambiente, e com K em temperatura ambiente e aquecidas a 350 e 550 ºC. Para isso, utilizou-se um difratômetro dotado de tubo de cobre, filtro de níquel e monocromador de grafite, com leituras no intervalo de 2 a 35º 2q.

Também procedeu-se ao tratamento com NaOH 5 mol L-1 (Kämpf & Schwertmann, 1982), a fim de eliminar os silicatos e a gibbsita, objetivando-se a concentração dos óxidos de Fe. Após a montagem de amostras sem orientação (em pó), foi realizada a difração de raios X no intervalo de 20 a 60º 2q, em difratômetro de raios X dotado de tubo de cobalto, filtro de Fe e monocromador de grafite.

Para a classificação dos solos, adotaram-se as normas dos levantamentos pedológicos executados pelo Serviço Nacional de Levantamento e Conservação de Solos (Embrapa, 1988) e do Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (Embrapa, 2006).

 

RESULTADOS E DISCUSSÃO

Características físicas e morfológicas dos solos

Dentre os solos das três topolitossequências estudadas (Quadro 1), aqueles com textura argilosa ou muito argilosa estão representados pelos perfis P1, P4, P5, P6 e P9, todos os Latossolos, e pelo P10, um Cambissolo. Esses solos são originados de rochas ígneas alcalinas (P1), filitos e clorita-xistos (P4), rochas ultramáficas intrusivas (dunitos) (P5 e P6) e de tufos vulcânicos (P9 e P10), todos materiais pobres em quartzo e que normalmente originam solos com textura mais argilosa. Os perfis P2 e P7 de Cambissolos e o P3 de Neossolo (Litólico) apresentam textura variando de arenosa à franca, com maiores teores de silte nos dois primeiros solos. Os perfis P8 e P11, de Latossolos originados respectivamente de rochas metassedimentares e cangas lateríticas, apresentam textura franco-argilosa.

 

 

Os valores da relação silte/argila (Quadro 1) em todos os horizontes Bw dos Latossolos são inferiores ao limite máximo de 0,7 para B latossólico, proposto pela Embrapa (2006). Esta relação ultrapassa o valor de 0,7 em alguns horizontes A de Latossolos e, principalmente, em todos os horizontes dos Cambissolos, representados pelos perfis P2 e P7. Os valores inferiores a 0,7 no P10 de Cambissolo são consequências de o material de origem, tufito de grão mais fino, ser pré-intemperizado, formando assim maior quantidade de argila, já que a rocha se encontra bastante alterada.

De maneira geral, as cores predominantes nos solos (Quadro 1) variam do matiz 10R (mais vermelho) ao 5YR (vermelho-amarelado), com predominância do 2,5YR, o qual, segundo Oliveira et al. (1992), é típico dos horizontes B latossólicos de Latossolos Roxos e Vermelho-Escuros, atualmente classificados como Latossolos Vermelhos (Embrapa, 2006). De acordo com Kämpf & Schwertmann (1983), a predominância da cor vermelha nos Latossolos deve-se a uma relação Hm/(Hm+Gt) superior a 0,4. Já Resende (1976) relata que apenas 1 % deste óxido é suficiente para tingir de vermelho o material do solo. O perfil P6, o menos vermelho dos Latossolos, encontra-se próximo à lagoa da Serra Negra, estando sujeito à maior permanência de umidade no solo, condição que, segundo Schwertmann (1985) e Kämpf (1988), favorece a formação da goethita, óxido de Fe que confere cores amarelas aos solos.

Características químicas dos solos

Análises de rotina

Os valores de pH em água (Quadro 2) evidenciam que, à exceção dos perfis P2 e P7 de Cambissolos, todos os outros apresentam reação ácida, com valores mais baixos para o perfil P5 de Latossolo Vermelho da topolitossequência Patrocínio. Este fato pode ser explicado pelo intenso uso agrícola deste solo e pela posição de topo na paisagem. Sua condição topográfica de topo plano favorece maior lixiviação de seus cátions trocáveis, resultando no acúmulo de H+ e Al3+ no complexo de troca. Tal afirmação é corroborada pelo baixo valor V % e alto valor m % desse solo.

 

 

Com base nos valores de DpH (Quadro 2), pode-se considerar que a maioria dos solos é eletronegativo, principalmente no caso dos horizontes dos Cambissolos e do Neossolo Litólico e dos horizontes superficiais dos Latossolos. Com o aumento da profundidade, os horizontes subsuperficiais dos Latossolos tornam-se eletropositivos ou com balanço de cargas próximo à zero, indicando uma mineralogia predominantemente gibbsítica/oxídica (Camargo et al, 1988; Schaefer et al, 2008).

A saturação por Al (índice m) apresenta-se com valores nulos em muitos dos horizontes dos solos estudados, principalmente nos subsuperficiais, em que o balanço de cargas é nulo ou positivo (Quadro 2). Em alguns horizontes superficiais e em todos do perfil P10 do Cambissolo eutrófico, os valores de m variam de 2 a 23 %. De todos os solos estudados, apenas o horizonte BA do perfil P5 de Latossolo Vermelho apresenta caráter álico, com valor m > 50 %. No entanto, assim como para os outros perfis estudados, o teor de Al3+ trocável foi menor que 4 cmolc kg-1, não satisfazendo o critério requerido para o caráter alumínico ou alítico do atual Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (SiBCS) (Embrapa, 2006).

Apenas os perfis P2, P7 e P10 (Quadro 2), de Cambissolos, são eutróficos (V > 50 %), consequência do menor grau de intemperização e da maior riqueza em bases do material de origem (rochas alcalinas-básicas e tufitos). Os perfis P3 de Neossolo Litólico e P6 e P8 de Latossolos podem ser considerados epieutróficos, com V superior a 50 % apenas nos horizontes superficiais, devido à reciclagem das bases ou à prática da calagem/adubação. Os Latossolos restantes (perfis P1, P4, P5, P9 e P11) são distróficos, mesmo nos casos em que são originados de materiais capazes de fornecer quantidades apreciáveis de bases ao solo, como é o caso das rochas alcalinas/ultramáficas. Isto sugere que foram submetidos a condições severas de intemperismo e lixiviação intensa.

O C orgânico apresenta-se com valores variando de médios a altos nos horizontes superficiais. Valores excepcionalmente altos encontram-se nos horizontes A dos perfis P2, P5, P8 e, principalmente, no P3. Nos Latossolos, marcadamente nos perfis P5 e P8, o C orgânico ocorre em teores consideravelmente altas também em profundidade (150 cm), o que indica que há forte atividade pedobiológica (pedoturbação) incorporando C nos agregados menores em profundidade, como evidenciado nos trabalhos de Miklós (1992), Schaefer (2001) e Sarcinelli et al. (2009) com Latossolos do Brasil, em condições similares.

De acordo com as classes de interpretação propostas por Alvarez V. et al. (1999), o P extraível por Mehlich-1 (Quadro 2) apresenta-se com valores variando de baixo a muito baixo na maioria dos horizontes dos solos estudados. As exceções são o perfil P7 de Cambissolo e o P3 de Neossolo Litólico, bem como os horizontes A do P5 (Latossolo Vermelho) e BC do P10 de Cambissolo, em que os valores situam-se nas classes boa e muito boa daqueles autores. Esses elevados valores de P disponível podem estar relacionados à presença de apatita nos corpos ultrabásicos/alcalinos, fato comum na área (Barbosa et al., 1970).

A presença de grande reserva P nas apatitas de corpos ígneos ou vulcânicos do Triângulo Mineiro foi confirmada pelos altos valores de P-Mehlich-1 nos perfis P3 e P7, sendo o primeiro de filiação máfica-alcalina e o segundo de ultramáfica. Nos Latossolos das topolitossequências associados a estes tipos de material de origem os teores de P foram baixos, evidenciando a passagem desse elemento para formas não lábeis com o avanço do intemperismo.

Com base nas análises de cátions trocáveis (Quadro 2), é possível estabelecer com segurança o caráter ultramáfico do material de origem do Cambissolo (P7) na Serra Negra, pelo extremo desbalanço entre Ca2+ e Mg2+ (relações Ca:Mg de aproximadamente 1:20 em superfície), enquanto no Cambissolo (P2) da Serra do Salitre, o caráter máfico é mais evidente (relações Ca2+:Mg2+ de aproximadamente 10:1). Na topolitossequência Coromandel, o Cambissolo (P10) mostrou evidente desbalanço do Ca2+ e Mg2+ (relações de aproximadamente 1:2,5), sugerindo a natureza mista ultramáfica dos tufitos, porém com forte contribuição de micas nos tufos cineríticos, demonstrada pelos elevados teores de K, superiores aos teores de Ca2+.

Resultados dos ataques sulfúrico, triácido, oxalato e ditionito

Os percentuais de Fe2O3 do ataque sulfúrico (Quadro 3) dos solos estudados variam de 1,1 a 19,9 dag kg-1. Nos Latossolos, essa variação foi de 4,4 a 10 dag kg-1, valores bem inferiores aos encontrados por Carmo et al. (1984) e Ferreira et al. (1994) em solos do Alto Paranaíba e do Triângulo Mineiro do Estado de Minas Gerais. Assim, esperar-se-iam valores mais elevados do que os encontrados neste trabalho, pois, segundo Ker (1995), Latossolos originados de rochas de natureza básica, tais como basalto, diabásio e tufitos, em geral, devem apresentar teores de Fe2O3 compreendidos entre 18 e 40 dag kg-1. Uma possível explicação é a ineficiência do ataque sulfúrico em solos muito ricos em concreções ferruginosas, ou ainda à mistura policíclica de materiais mais pobres em Fe, alóctones, já que os solos se encontram em faixa de contato geológico próximo.

 

 

Os valores mais altos de Fe2O3 do ataque sulfúrico (Quadro 3) foram verificados nos perfis P7 e P10 de Cambissolos, em virtude do material de origem ultramáfico e no perfil P11 de Latossolo Vermelho distroférrico em função da presença de canga laterítica.

A relação Ki é alta no perfil de Cambissolo (P7), consequência do menor grau de intemperismo deste solo, por conta da sua posição na paisagem (relevo local ondulado) que favorece a constante remoção dos materiais mais intemperizados da superfície e exposição dos materiais de menos intemperizados da subsuperfície. Tal fato mantém maior atividade de silício no meio e consequentemente maiores valores de Ki. Quanto aos Latossolos, todos apresentam valores de Ki em seus horizontes Bw bem inferiores ao limite superior de 2,2 para a caracterização de B latossólico proposto pela Embrapa (2006). Como os valores de Ki nos Latossolos estão bem abaixo daquele da caulinita (2,2) deduz-se que são solos mais oxídicos que cauliníticos (Resende et al., 1988; Ker, 1995).

Observando-se os índices Ki e Kr simultaneamente (Quadro 3), à exceção do valor Ki do horizonte Bw2 do P1 de Latossolo Vermelho, todos os horizontes Bw dos Latossolos em estudo apresentam valores inferiores a 0,75, indicando, segundo Resende & Santana (1988), uma predominância de gibbsita e óxidos de Fe. Os mesmos autores afirmam que apenas quando esses valores são superiores a 0,75, há predomínio de caulinita.

Deve-se ressaltar que esses índices "per si", como assinalado por Ramos (1981) e Embrapa (1988b), não são exclusivos de Latossolos, devendo-se para sua identificação utilizar também outras características e atributos, pois, em certos casos, o material de origem já é pobre em sílica ou pode haver dissolução seletiva de quartzo em ambientes muito ricos em Fe, como constatado por Melfi et al. (1976).

O ataque triácido (Quadro 3) revelou valores de Fe2O3 aproximadamente duas vezes maiores que os do ataque sulfúrico. No entanto, detendo-se apenas nos Latossolos, constata-se que os valores são ainda relativamente baixos quando comparados aos de Ker (1995), Carmo et al. (1984) e Ferreira et al. (1994), evidenciando uma gênese policíclica com mistura de materiais, o que resulta em menor quantidade de Fe do que seria esperado, ou a formas de difícil dissolução.

As extrações de Fe com oxalato e ditionito-citrato-bicarbonato da fração argila (Quadro 3) resultaram numa baixa relação FeOXA / FeDCB para os horizontes Bw, exceto o Bw do P8, indicando o predomínio das formas cristalinas sobre as amorfas, típico de Latossolos. No geral, os valores estão próximos do limite superior de 0,03 requerido para essa ordem, como relatado por Kämpf et al. (1988). Já nos solos menos desenvolvidos, Neossolo e Cambissolos, a relação é mais elevada em A, indicando efeito da MO, e com aumento em profundidade no Cambissolo P10, que deve possuir muitas formas jovens de óxidos de Fe pouco cristalinos, que são extraíveis pelo oxalato.

A relação FeDCBc FeS, que indica a participação das formas de Fe ligadas aos óxidos de Fe em relação ao Fe total do ataque sulfúrico (FeS), revelou, na maioria dos horizontes Bw, valores relativamente baixos, contrariando Kämpf et al. (1988), segundo os quais, nos Latossolos, esta relação situa-se entre 0,8 e 1,0. Por outro lado, como sugerido por Fernandes (2000), é possível que os baixos valores desta relação sejam decorrentes dos elevados valores do FeS, contido em minerais de Fe mais cristalinos presentes nas frações mais grosseiras (areia e silte da TFSA).

O ataque triácido da TFSA (Quadro 4) mostra que a filiação ultramáfica dos perfis P7 e P10, com destaque para o primeiro, pode ser comprovada pelos teores totais de Ni e Cr, com valores extremamente elevados em P7. De acordo com os dados, tanto o Mn quanto o Ni e Cr, que podem substituir isomorficamente o Mg na estrutura de minerais máficos de alta temperatura (Wilson & Berrow, 1978), mostram sempre resultados elevados nos Cambissolos (P2, P7 e P10), com valores bem menores no Latossolo desenvolvido de rochas metapelíticas do Grupo Bambuí (P4).

 

 

Cobre e Zn mostram valores maiores nos Cambissolos, associados às rochas máficas-ultramáficas, enquanto o Ba associou-se apenas às rochas máficas com Ca elevado (P2 e P10), em que os teores de Ni e Cr não são tão elevados, em relação ao P7 (ultramáfica).

Rochas ultramáficas são excepcionalmente ricas em Mg (Dixon, 1989), e os teores totais de Mg na TFSA são um bom indicativo da natureza ultramáfica dos solos menos desenvolvidos (até 8,3 % de Mg no P7), já que grande parte do Mg é perdido no intemperismo avançado. Da mesma forma, os teores de Ca são mais elevados nos Cambissolos P2 e P7, em grande parte associados à maior quantidade de apatita, perowskita e piroxênios nesses solos.

Os teores de Ti, em função de sua baixa solubilidade, foram menos importantes na diferenciação do grau de intemperismo, já que os solos mais jovens são ricos em Ti-magnetita ou ilmenita, enquanto os Latossolos enriqueceram-se em anatásio e Ti-maguemita.

A maior parte do Ti nos solos estudados é de natureza residual (anatásio, titanomagnetita, ilmenita, perowskita) – (Milnes & Fitzpatrick, 1989). Partes do anatásio e da titanomagnetita são minerais secundários formados através do intemperismo, sendo comuns em solos derivados de rochas máficas (Hudson, 1967; Fitzpatrick, 1978). A ocorrência incomum de perowskita (CaTiO3) nos solos da topossequência de Serra Negra (T2) como material detrítico já foi relatada e identificada em complexos alcalinos-carbonáticos de Uganda (Baldock, 1968), Kenya (Harris, 1966) e no Brasil (van derVeen, 1966; Barbosa et al., 1970).

Com relação às cargas elétricas, algumas inferências podem ser feitas nos solos estudados: (a) a geração de carga positiva permanente relativa à substituição isomórfica de Ti4+ por Fe3+ nos óxidos de Fe, como sugerido por Tessens & Zauyah (1982), em Latossolos titaníferos da Malásia; (b) a possível interação dessa carga positiva com os sítios carregados negativamente dos argilominerais, favorecendo a agregação (Milnes & Fitzpatrick, 1989).

A distribuição do Ti na areia fina, nos solos estudados, evidencia que tanto os Cambissolos quanto os Latossolos mostraram valores elevados (Quadro 5), com minerais primários (perowskita, ilmenita) contribuindo nos primeiros, e minerais secundários residuais, nos últimos (anatásio, ilmenita e nódulos titaníferos). Apenas os perfis P3 e P4 mostraram valores baixos de Ti, em virtude da natureza metapelítica (P4) e quartzítica (P3) do material de origem.

 

 

A fração argila mostra certa uniformidade dos valores de Ti (Quadro 5) nos Latossolos (18.000 e 30.000 mg L-1), com exceção do Latossolo Vermelho (P4) do Bambuí. O Cambissolo desenvolvido de rocha ultramáfica (P7) também mostrou valores mais baixos, evidenciando maior contribuição de minerais primários.

Os elevados valores de Ti encontrados na fração argila dos perfis P6, P9, P10 e P11 sugerem substituição de Ti4+ nos óxidos de Fe, gerando carga positiva permanente, o que foi comprovado pelo DpH, mostrando carga líquida positiva nestes solos e horizontes estudados. Esse fato pode ter importante repercussão na adsorção de fósforo nos solos estudados, o que demanda estudos mais aprofundados.

Os valores de Ni, Cr e Mn na fração areia (Quadro 5) ou na fração argila (Quadro 6) são variáveis, e não indicam uma homegeneidade da composição ultramáfica do material de origem. O Ni em P7 mostrou valores elevados na argila, indicando expressiva substituição isomórfica do Fe por esse elemento na estrutura dos óxidos de Fe. Já o Cr em P7 permanece ligado aos materiais primários resistentes, possivelmente como substituinte isomórfico de Fe2+ ou como cromita. Grande parte do Ni pode estar substituindo o Mg2+ na camada octaédrica de lizardita (Mg3Si2O5OH4 ) – (Dixon, 1989).

 

 

Os valores de potássio, tanto na fração areia quanto na argila, são associados à natureza do substrato. No Cambissolo de P7 de rocha ultrabásica, os teores de potássio são bem inferiores aos do Cambissolo de rochas básicas/alcalinas (P2 e P10). Esse fato corrobora a natureza mista do vulcanismo do Triângulo Mineiro, como verificado por Barbosa et al. (1970), ao admitir que coexistem micas nos tufos cineríticos, que foram submetidos a intenso hidrotermalismo pós-deposicional.

Mineralogia da argila

A constituição mineralógica da fração argila das amostras dos solos estudados (Quadro 7) é composta basicamente por caulinita, gibbsita, goethita, hematita, anatásio, vermiculita com hidroxi entre camadas, esmectitas e illita.

 

 

Nos Latossolos dos perfis P1 e P4 da topolitossequên-cia Serra do Salitre, a presença de caulinita, vermiculita com hidroxi entre camadas e illita poderia ser indicativa de solos menos evoluídos. Entretanto, concomitantemente ocorre a presença da gibbsita, o que sugere um intenso processo de dessilificação atual sobre o tufito. De acordo com Ibraimo (2000), esse fato deve-se possivelmente à ocorrência de transformações diretas dos minerais primários de fácil intemperização para gibbsita, em solos pouco desenvolvidos sobre rochas alcalinas. O mesmo se aplica aos perfis P7 e P2 desenvolvidos de rochas ígneas.

Com base nos difratogramas (não mostrado) foi observada relação inversa entre a intensidade dos picos da gibbsita e os valores de Ki obtidos por digestão sulfúrica. Nos pefis P6 e P10, foram identificados as menores e maiores intensidades do pico referente ao plano (002) da gibbsita, respectivamente. Os valores de Ki foram coerentes com essas diferenças mineralógicas (Quadro 3). Exceção foi o perfil P7, cujos valores nos horizontes A e Bi foram muito maiores do que os citados na literatura. Nesse caso, os altos valores de Ki devem-se provavelmente a uma solubilização maior do Si da estrutura de minerais primários da fração mais grossa do solo (areia e, ou, silte) durante o procedimento de digestão.

 

CONCLUSÕES

1. Os Latossolos do Alto Paranaíba são extremamente intemperizados e com índices Ki e Kr muito baixos, indicativos de solos ricos em óxidos de Fe e de Al. Com base nos dados químicos e físicos, constatou-se que os Latossolos apresentam extremo grau de intemperismo, não possuem uma filiação definida com os materiais de origem subjacentes, provavelmente em virtude de intensa pedoturbação e, ou, mistura com materiais alóctones.

2. Entre os solos mais jovens, os dados químicos indicam a filiação máfica (P2) ou ultramáfica (P7 e P10) nos Cambissolos, enquanto no P3 de Neossolo Litólico da topolitossequência Serra do Salitre, mesmo em textura arenosa, ocorre horizonte A chernozêmico, em virtude da riqueza em apatita do material quartzítico, proveniente do enriquecimento decorrente do magmatismo máfico/ultramáfico.

3. As assinaturas geoquímicas mais evidentes da natureza ultramáfica (P7) foram os teores elevados de Cr, Ni e Mn, além de Fe e Mg. Nos perfis P10 e P2 de Cambissolos, os elevados teores de Ba, K, P e Ti, além de Fe e Mn, denotam o caráter máfico misto, com presença atípica de minerais micáceos, provenientes do vulcanismo explosivo, sendo, portanto, muito distintos do vulcanismo basáltico, pobre em K.

4. A mineralogia da fração argila dos Latossolos indica a coexistência de VHE, caulinita, gibbsita e anatásio, evidenciando uma gênese policíclica dos minerais da fração mais fina e o extremo grau de intemperismo alcançado. Nos Cambissolos, a rápida dessilificação atual conduz à coexistência de gibbsita e óxidos de Fe com esmectitas e illitas, em virtude da rápida ação do intemperismo em substratos pobres em sílica, como é o caso das rochas máficas ou ultramáficas-alcalinas.

 

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(1) Trabalho extraído da Tese de Doutorado do primeiro autor em Solos e Nutrição de Plantas pela Universidade Federal de Viçosa – UFV. Recebido para publicação em maio de 2008 e aprovado em agosto de 2009.

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