UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO ESCOLA DE …‡ÃO... · Ana Carolina Campos Mateus Orientador Angélica Fortes Drummond Chicarino Varajão Co-orientador Fábio Soares de Oliveira

UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO

PRETO

ESCOLA DE MINAS

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM EVOLUÇÃO CRUSTAL

E RECURSOS NATURAIS

Petrogênese/Depósitos Minerais/Gemologia

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

Pedogeomorfologia e evolução da paisagem: gênese de depressões

fechadas em vertentes associadas à couraça bauxítica na extremidade sul

da Serra do Caparaó, sudeste do Brasil.

por

Ana Carolina Campos Mateus

Orientadora: Profª. Drª. Angélica Fortes Drummond Chicarino Varajão

Co-Orientador: Profo. Dro. Fábio Soares de Oliveira (IGC/UFMG)

Ouro Preto Setembro/2015

i

PEDOGEOMORFOLOGIA E EVOLUÇÃO DA PAISAGEM: GÊNESE DE

DEPRESSÕES FECHADAS EM VERTENTES ASSOCIADAS À

COURAÇA BAUXÍTICA NA EXTREMIDADE SUL DA SERRA DO

CAPARAÓ, SUDESTE DO BRASIL.

ii

iii

FUNDAÇÃO UNIVERSIDADE FEDERAL DE OURO PRETO

Reitor

Marcone Jamilson Freitas Souza

Vice-Reitor

Célia Maria Fernandes Nunes

Pró-Reitor de Pesquisa e Pós-Graduação

Fábio Faversani

ESCOLA DE MINAS

Diretor

Issamu Endo

Vice-Diretor

José Geraldo Arantes de Azevedo Brito

DEPARTAMENTO DE GEOLOGIA

Chefe

Antônio Luciano Gandini

iv

EVOLUÇÃO CRUSTAL E RECURSOS NATURAIS

v

CONTRIBUIÇÕES ÀS CIÊNCIAS DA TERRA – VOL.

DISSERTAÇÃO DE MESTRADO

PEDOGEOMORFOLOGIA E EVOLUÇÃO DA PAISAGEM:

GÊNESE DE DEPRESSÕES FECHADAS EM VERTENTES

ASSOCIADAS À COURAÇA BAUXÍTICA NA EXTREMIDADE SUL

DA SERRA DO CAPARAÓ, SUDESTE DO BRASIL.

Ana Carolina Campos Mateus

Orientador

Angélica Fortes Drummond Chicarino Varajão

Co-orientador

Fábio Soares de Oliveira

Dissertação apresentada ao Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos

Naturais do Departamento de Geologia da Escola de Minas da Universidade Federal de Ouro

Preto como requisito parcial à obtenção do Título de Mestre Ciência Naturais, Área de

Concentração: Petrogênese/Depósitos Minerais/Gemologia

OURO PRETO

2015

vi

Universidade Federal de Ouro Preto – http://www.ufop.br

Escola de Minas - http://www.em.ufop.br

Departamento de Geologia - http://www.degeo.ufop.br/

Programa de Pós-Graduação em Evolução Crustal e Recursos Naturais

Campus Morro do Cruzeiro s/n - Bauxita

35.400-000 Ouro Preto, Minas Gerais

Tel. (31) 3559-1600, Fax: (31) 3559-1606 e-mail: [email protected]

Os direitos de tradução e reprodução reservados.

Nenhuma parte desta publicação poderá ser gravada, armazenada em sistemas eletrônicos,

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das normas de direito autoral.

ISSN 85-230-0108-6

Depósito Legal na Biblioteca Nacional

Edição 1ª

Catalogação elaborada pela Biblioteca Prof. Luciano Jacques de Moraes do

Sistema de Bibliotecas e Informação - SISBIN - Universidade Federal de Ouro Preto

http://www.sisbin.ufop.br

-l

DISSERTAÇÃo »r MEsrRÂDo

fÍfUf,O: Pedogeomorfologia e evolução da paisagem: gênese de depressões fechadas emvertentes associadas a couraças bauxítieas na extremidade sul da Serra do Caparaó, sudeste doBrasil.

AUTOR: ANA CAROLINA CAMPOS MATEUS

ORIENTAIIORA:AngéIioa Fortes Drummand Chicarino VarajãoCO-ORIENTADOR: Fábio Soares de OliveiraÀprovada emt l0l09 l2ü1 5

PRE§IDENTE: Angélica Fortes Drummond Chicarino VarajãoBANCA EXAMINÂI}ORÂ:

Prof. Dr. Roberto Célio Valadão

Prof,, Dr. Cláudio Eduardo Lana

IGCruFMG

DEGEOruFOP

DEGEOruFOP

Ouro Preto, 10/0912015

{'Profa. Dra. Angélica F. D. Chicarino Varajão_l', L'*.^i

vii

Agradecimentos

Aos professores Angélica e Fábio pela oportunidade, orientação, incentivo e amizade.

Ao professor César pelas essenciais contribuições.

Ao colega de mestrado Fabrício, ao técnico de mineração Venilson e ao professor Luiz

Adriano da UFV pelo importante apoio em campo, em especial ao Fabrício que se tornou um

grande amigo.

A empresa de mineração EDEM, a Coordenação de Aperfeiçoamento de Pessoal de

Nível Superior (CAPES), a Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de Minas Gerais

(FAPEMIG) e ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq)

pelo apoio financeiro.

Aos professores e funcionários dos Laboratórios de Difração de Raios-X (DRX),

Laminação e Microlab do Departamento de Geologia pela colaboração, em especial ao

Laboratório de Difração de Raios-X onde tive a oportunidade de aprendizagem profissional

desde os tempos da graduação.

A Jaqueline e Águeda pela amizade, incentivo e companhia. Ao casal João e Gessi, que

sempre me apoiaram e me aconselharam como pais.

Ao Caio, aos seus pais Cássia e Cléber, e às suas irmãs Celina e Clara, que na reta final

desse trabalho estiveram sempre presentes me apoiando com muita amizade e amor.

E finalmente aos meus pais Rosângela e Walter, ao meu irmão Tiago e a minha Tia

Wélita pelo apoio afetivo incondicional.

viii

ix

Sumário

LISTA DE FIGURAS .............................................................................................................. xiii

LISTA DE TABELAS E GRÁFICOS ................................................................................... xvii

RESUMO .................................................................................................................................. xix

ABSTRACT .............................................................................................................................. xxi

CAPÍTULO 1. INTRODUÇÃO ................................................................................................. 1

1.1. Apresentação .......................................................................................................................... 1

1.2. Questão Norteadora ............................................................................................................... 1

1.3. Objetivos ................................................................................................................................ 2

1.4. Localização e vias de acesso .................................................................................................. 2

CAPÍTULO 2. PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS ................................................... 5

2.1. Etapa de Escritório (Pré-Campo) ........................................................................................... 5

2.2. Etapa de Campo ..................................................................................................................... 5

2.3. Etapa de Laboratório .............................................................................................................. 8

2.3.1. Preparação das Amostras .......................................................................................... 8

2.3.2. Análise Textural ........................................................................................................ 9

2.3.3. Análise Química Parcial (Fertilidade) ....................................................................... 9

2.3.4. Análise Mineralógica ............................................................................................. 10

2.3.5. Análise de Química Total (FRX) ........................................................................... 10

2.3.6. Análise de Densidade Aparente e Balanço de Massa ............................................. 10

2.3.7. Análise Micromorfológica e Microquímica ............................................................ 11

CAPÍTULO 3. CONTEXTO GEOLÓGICO .......................................................................... 13

3.1. Aspectos Físicos ................................................................................................................... 13

3.1.1. Clima e Vegetação .................................................................................................. 13

3.1.2. Geomorfologia ........................................................................................................ 13

3.2. Contextos Geológicos Regionais ......................................................................................... 13

3.2.1. Grupo Andrelândia .................................................................................................. 15

3.2.2. Suíte Caparaó .......................................................................................................... 15

3.2.3. Gnaisse Tonalítico de Manhuaçu ............................................................................ 16

3.2.4. Depósito Aluvionar ................................................................................................. 16

3.3. Arcabouço Estrutural............................................................................................................ 16

CAPÍTULO 4. ESTADO DA ARTE: COURAÇAS BAUXÍTICAS E DEPRESSÕES

FECHADAS .............................................................................................................................. 19

4.1. Considerações gerais sobre a bauxita ................................................................................... 19

4.2. Os principais condicionantes na formação de depósitos de bauxíticos ................................ 20

4.2.1. Clima ....................................................................................................................... 20

x

4.2.2. Paleogeografia ......................................................................................................... 20

4.2.3. Litologia .................................................................................................................. 21

4.2.4. Geomorfologia ........................................................................................................ 22

4.3. As bauxitas da região sudeste de Minas Gerais ................................................................... 24

4.4. A ressilicificação como processo associado à degradação da couraça bauxítica ................. 26

4.5. Estudos sobre depressões fechadas na região sudeste do Brasil ......................................... 27

CAPÍTULO 5. GÊNESE DAS DEPRESSÕES FECHADAS ................................................ 29

Resumo ................................................................................................................................. 29

Abstract ................................................................................................................................ 29

5.1. Introdução ........................................................................................................................... 30

5.2. Materiais e métodos ............................................................................................................. 31

5.2.1. Área de estudo ......................................................................................................... 31

5.2.2. Levantamento geofísico por GPR ........................................................................... 33

5.2.3. Descrição macromorfológica do horizonte pedológico e coleta de amostras ......... 33

5.2.4. Caracterização química, física, mineralógica, micromorfológica dos horizontes

pedológicos ................................................................................................................................. 33

5.3. Resultados ............................................................................................................................ 34

5.4. Discussões e conclusões ....................................................................................................... 45

CAPÍTULO 6. GÊNESE DA COBERTURA PEDOLÓGICA ............................................. 51

Resumo ................................................................................................................................. 51

Abstract ................................................................................................................................ 51

6.1. Introdução ........................................................................................................................... 52

6.2. Materiais e métodos ............................................................................................................. 53

6.2.1. Área de estudo ......................................................................................................... 53

6.2.2. Amostragem do solo ............................................................................................... 54

6.2.3. Análises física, químicas e mineralógicas ............................................................... 54

6.2.4. Descrição micromorfológica ................................................................................... 55

6.3. Resultados ............................................................................................................................ 55

6.3.1. Aspectos macromorfológicos .................................................................................. 55

6.3.2. Atributos físicos e químicos .................................................................................... 57

6.3.3. Mineralogia ............................................................................................................ 61

6.3.4. Micropedologia ....................................................................................................... 62

6.4. Discussões e Conclusões ...................................................................................................... 67

6.4.1. A couraça aluminosa como material de origem do solo ......................................... 67

6.4.2. O processo de resilicificação e seus indicadores ..................................................... 68

6.4.3. Transformação da couraça e sua inserção na paisagem regional ............................ 71

CAPÍTULO 7. CONCIDERAÇÕES FINAIS ......................................................................... 73

REFERÊNCIAS ....................................................................................................................... 75

xi

Lista de Figuras

Figura 1.1- A) Localização da área de estudo entre as cidades de Espera Feliz-MG e Dores do

Rio Preto-ES. B) Mapa de SRTM mostrando a área de estudo ao sul do Pico da Bandeira. .. 3

Figura 2.1- Vertente da área de estudo mostrando a localização dos perfis N1, L1, L2, N2 e L3.

Abaixo é apresentado imagens dos perfis com seus respectivos horizontes pedológicos e a

posição de coleta das amostras indeformadas para análise micromorfológica e de densidade

aparente ................................................................................................................................... 6

Figura 2.2- Direção de caminhamento onde foi aplicado o método geofísico GPR .................... 7

Figura 2.3- Quantidade e tipo de amostra e análises laboratoriais realizadas. ............................. 8

Figura 3.1- Mapa geológico e área de estudo. Adaptado de Horn (2007) ................................. 14

Figura 4.1- A e B: Distribuição prevista de chuvas ao longo dos tempos geológicos. Os

números são para mostrar os valores relativos (as unidades não são implementadas). A

precipitação é dividida em quatro categorias: <50 = baixa precipitação, 50-100 = baixa a

moderada precipitação pluviométrica, 100-200 = moderada a elevada pluviosidade, > 200 =

elevada pluviosidade (após Parrish et al., 1982).Modificado de Tardy et al.(1991) ............. 21

Figura 4.2- A) Regiões bauxitíferas do Brasil. B) Principais distritos bauxitíferos do sudeste do

Brasil destacando em vermelho a região sudeste de Minas Gerais. Adaptado de

Kotschoubey (1988) .............................................................................................................. 25

Figura 5.1- A) Mapa de localização que indica a área de estudo. B) Mapa de SRTM mostrando

a localização da área de estudo em relação ao Pico da Bandeira. C) Vertente com a

localização das seções de GPR A, B e C e posição dos perfis pedológicos N1, L1, L2, N2 e

L3. ......................................................................................................................................... 32

Figura 5.2- A: Representação esquemática da vertente em estudo com as posições das seções de

GPR. Radargramas B, C e D obtidos através do levantamento geofísico. ............................ 35

Figura 5.3- A) Perfil N1 com os horizontes pedológicos A1, A2 e C. B) Imagem mostrando a

variação de tamanho dos fragmentos de bauxita encontrados em meio ao material argiloso

dos horizontes pedológicos A1, A2 e C. C) Matriz argilosa com estrutura em blocos

angulares a subangulares em torno de fragmentos de bauxita no horizonte C...................... 38

Figura 5.4- Difratogramas de Raios- X mostrando a constituição mineralógicas dos horizontes

pedológicos A1, A2 e C do Neossolo. É importante notar o surgimento da caulinita na

matriz argilosa que ocorre em torno dos fragmentos de bauxita. Kln=caulinita, Gbs=

gibbsita, Qtz= quartzo, Gt= goethita, Hem= hematita, Ant= anatásio. ................................. 41

Figura 5.5- Difratogramas de Raios- X mostrando a constituição mineralógicas dos horizontes

pedológicos A, Bw1, Bw2, e C do Latossolo. Nesta figura também é possível observar o

aparecimento da caulinita na matriz argilosa do horizonte C. Kln=caulinita, Gbs= gibbsita,

Qtz= quartzo, Gt= goethita, Hem= hematita, Ant= anatásio................................................. 42

Figura 5.6- Fotomicrografia dos fragmentos de bauxita do horizonte C. A) Regiões mais e

menos degradadas dos fragmentos de bauxita em LPP. B) Micromassa gibbsítica com trama

cristalítica na região menos degradada e micromassa gibbsito-caulinítica indiferenciada na

região mais degradada em LPX. C) Fotomicrografia a LPP dos cristais de quartzo na fração

xii

areia grossa e cristais de opacos na fração areia fina envolvidos por uma micromassa

gibssito-caulinítica. D) Vazio em forma de cavidade e algumas vesículas envolvidos por

micromassa gibbsítica, a LPP. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz polarizada cruzada,

Qtz= quartzo, Op= opacos. ................................................................................................... 43

Figura 5.7- Fotomicrografias do horizonte A. A) Microestrutura granular microagregada de

coloração bruno-escura a LPP. B) Imagem que ilustra a LPP blocos angulares fortemente

desenvolvidos de coloração bruno-escura. C) Vazio do tipo empilhamento complexo entre

os grânulos e alguns vazios em forma de cavidades a LPP. No canto esquerdo inferior

ocorre um nódulo típico de óxido-hidróxido de ferro. D) Cristal de quartzo a LPX. E) Cristal

de zircão a LPP envolvido em micromassa de coloração amarelo-avermelhada. F)

Fragmento de bauxita a LPX com cristais de quartzo em forma de ribbons. G) Imagem a

LPP de argilans de coloração amarela e vermelha. H) Pedotúbulo em meio a uma

micromassa de coloração bruno-escura, em LPP. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz

polarizada cruzada, Qtz= quartzo, Op= opacos..................................................................... 44

Figura 5.8- Fotomicrografias do horizonte Bw. A) Imagem a LPP de blocos subangulares

moderadamente desenvolvidos e microagregados de coloração vermelho-amarelada. B)

Vazios do tipo planar em torno de blocos subangulares moderadamente desenvolvidos, em

LPP. C) Imagem a LPP de microagregados vermelho-amarelados com vazios de

empilhamento complexo. Também são observados cristais de opacos. D) Fotomicrografia à

LPX de um cristal de quartzo com extinção ondulante e fraturas preenchidas pelo material

da matriz. E) Nódulo típico de óxido-hidróxido de ferro em meio a micromassa vermelho-

amarelada com cristais de quartzo e opacos, em LPP. F) Presença de um pedotúbulo com

microagregados em seu interior a LPP. A direita é possível observar um fragmento de

bauxita de 3,5 mm. G) Imagem a LPP de nódulo típico ferruginoso e presença de cristais de

quartzo e opacos angulosos. H) Nódulo orgânico envolto por cristais de opacos e quartzo,

em LPP. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz polarizada cruzada, Qtz= quartzo, Op=

opacos. .................................................................................................................................. 46

Figura 5.9- Evolução da vertente do Mioceno ao Plioceno. A) Provável morfologia da vertente

no médio Mioceno onde teria ocorrido a formação da couraça bauxítica. B) No Mioceno

Superior as condições climáticas úmidas e quentes ainda possibilitavam o contínuo

rebaixamento do charnockito dando espaço a geração da couraça bauxítica e concomitante

degradação dessa couraça formando o horizonte pedológico Bw. C) Remoção da cobertura

pedológica formando as feições côncavas através de movimentação de massa e reativação

tectônica no Plioceno ............................................................................................................ 49

Figura 6.1- Mapas de localização e acesso da área de estudo. A) Principais vias de acesso sobre

as cidades de Espera Feliz- MG e Dores do Rio Preto- ES. B) Localização da vertente a sul

do Pico da Bandeira sobre imagem Aster. C) Imagem da vertente mostrando as regiões onde

foram feitos os perfis e a descrição dos horizontes e profundidades dos perfis L1, L2 e L3. 53

Figura 6.2- Horizonte C do perfil L3 com presença de fragmentos de bauxita envolvidos pela

matriz. Ao lado, fragmentos acima de 0,2 cm nos horizontes C, Bw e A. ............................ 57

Figura 6.3- Difratogramas mostrando a composição mineralógica dos horizontes C, B e A. É

importante observar o aparecimento do pico da caulinita a partir da matriz argilosa presente

em torno dos fragmentos de bauxita. Kln= caulinita, Gbs= gibbsita, Qtz= quartzo, Gt=

goethita, Hem= hematita.. ..................................................................................................... 61

Figura 6.4- Fotomicrografia de fragmentos de bauxita do horizonte C. A) Imagem a LPX na

porção esquerda e a LPP na porção direita de fragmento de bauxita menos degradado com

cristais de quatzo em forma de ribbons e micromassa gibbsítica. B) Micromassa gibbsítica

com b-fabrica cristalítica a LPX. C) Fragmento de bauxita menos degradado a LPX com

xiii

alteromorfos e região vermelho amarelada próxima aos altermorfos. D) Imagem a LPX na

porção esquerda e a LPP na porção direita de fragmento de bauxita com região menos e

mais degradada. A região mais degradada apresenta micromassa gibbsito-

caulinítica.Também ocorre fragmentos de quartzo fraturados. E) Fragmento de bauxita com

regiões mais e menos degradadas com cristais de quartzo em LPP. F) Fragmento de bauxita

a LPX apresentando micromassa gibbsito-caulinítica nas porções mais degradadas e

micromassa gibbsítica com b-fábrica cristalítica nas regiões menos degradadas. G) Imagem

a LPX na porção esquerda e a LPP na porção direita de microestrutura mássica de coloração

vermelho-amarelada na matriz que envolve fragmentos de bauxita. H) Em LPP, blocos

subarredondados na matriz que envolve os fragmentos de bauxita. Também é possível

observar vazios em forma de cavidades. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz polarizada

cruzada, Qtz= quartzo ........................................................................................................... 63

Figura 6.5- Análise microquímica por MEV de fragmentos de bauxita com porções mais e

menos degradadas. A) Mapa microquímico mostrando o aumento na quantidade de silício

em direção à região mais degradada da bauxita. B) Análise pontual mostrando o pico de

silício aumentando em direção a região mais degradada. É importante observar o aumento

do pico de silício e o desaparecimento do pico do Al em do ponto 3 ao 2. C) Análise linear

mostrando o aumento do Si e a diminuição do Al em direção à região mais degradada. ..... 64

Figura 6.6- Fotomicrografia do horizonte Bw. A) Imagem em LPP de blocos subangulares com

cristais de quartzo. Também é possível observar um nódulo típico de óxido-hidróxido de

ferro. B) Blocos subangulares a LPP, com cristais de quartzo e na parte inferior ocorrem

microagregados com cristais de quartzo. C) Estrutura microagregada com peds

arredondados e cristais de quartzo em LPP. D) Fotomicrografia a LPP de estrutura

microagregada com peds arredondados, cristais de quartzo angulares e matéria orgânica em

meio a uma trama do tipo enáulica E) Imagem com a porção esquerda a LPP e a porção

direita a LPX de um cristal de quartzo com fraturas preenchidas pela matriz em meio a uma

trama do tipo porfírica. F) Fragmento de bauxita com quartzo em forma de ribbons a LPP.

G) Imagem a LPP de infillings com presença de microagregados na porção interna. Em

torno do infillings ocorrem cristais de quartzo angulares e matéria orgânica. H) Nódulo de

óxido-hidróxido de ferro e cristais de quartzo em meio a microagregados. LPP= luz

polarizada plana, LPX= luz polarizada cruzada, Qtz= quartzo, Op= opacos. ....................... 66

xiv

xv

Lista de Tabelas e Gráficos

Gráfico 4.1- Comparação entre a produção de bauxita em milhões de tonelada no Brasil e no

mundo. Fonte: USGS (2012) ................................................................................................ 20

Tabela 5.1- Atributos morfológicos e físicos (texturais) dos perfis estudados ......................... 36

Tabela 5.2- Análise de química (total e parcial) dos horizontes pedológicos dos perfis N1, N2,

L1, L2 e L3. SB= soma de bases trocáveis; CTC(t) = capacidade de troca catiônica efetiva;

CTC(T) = capacidade de troca catiônica a ph7; V= índice de saturação de bases; m=índice

de saturação de alumínio; MO=matéria orgânica; LOI= perda ao fogo ............................... 40

Tabela 6.1- Descrição macromorfológica e atributos físicos (texturais) dos perfis L1, L2 e L3

............................................................................................................................................... 56

Tabela 6.2- Atributos químicos (química parcial ou fertilidade) dos perfis L1, L2 e L3. SB=

soma de bases trocáveis; CTC(t)= capacidade de troca catiônica efetiva; CTC(T)=

capacidade de troca catiônica a ph7; V= índice de saturação de bases; m=índice de saturação

de alumínio; MO=matéria orgânica. ..................................................................................... 59

Tabela 6. 3- FRX (química total) dos perfis L1, L2 e L3. .......................................................... 60

Tabela 6.4- Balanço de massa iso-Ti do perfil L2...................................................................... 69

xvi

xvii

Resumo

Esse trabalho objetivou a compreender a gênese da cobertura pedológica associada ao depósito

de bauxita em uma vertente na região de Espera Feliz/MG, enfatizando as transformações

morfológicas, mineralógicas e geoquímicas envolvidas na formação assim como, a relação com

a evolução da paisagem, particularmente, com as feições côncavas (depressões fechadas)

frequentes na área. O estudo pedológico envolveu a abertura de 5 trincheiras onde foram

descritas as feições petrográficas, mineralógicas, estruturais e morfológicas dos horizontes

identificados. Nas amostras coletadas foram realizadas análises granulométricas, de densidade

aparente, micromorfológicas ao microscópio óptico, mineralógicas por Difração de Raios-X,

química parcial através de análises de fertilidade de solo, química total por Fluorescência de

Raios-X e microquímica por MEV acoplado com EDS. O levantamento geofísico foi realizado

através do radar de penetração no solo (GPR) em seções que abrangeram todas as depressões.

Os atributos morfológicos (macro e micro), físicos, químicos e mineralógicos permitiram definir

que os perfis situados fora das concavidades constituem LATOSSOLOS VERMELHO-

AMARELO Distrófico húmico e os que ocorrem no interior são NEOSSOLOS LITÓLICO

Húmico típico. A morfologia dos horizontes, particularmente a presença de fragmentos

grosseiros de bauxita na base do perfil e a grano-decrescência destes em direção ao topo,

sugerem que o solo tem sua origem associada à degradação de uma couraça bauxítica. A

ocorrência no solo dos mesmos minerais presentes na bauxita, acrescidos da caulinita, também

sugere essa relação genética através do processo de ressilicificação. As análises químicas de

rotina apresentaram o aumento da quantidade de alumínio trocável, evidenciando a presença de

Al livre em direção ao horizonte A. O mapa microquímico mostrou que as porções mais

degradadas da bauxita apresenta acúmulo de silício. Tanto a composição geoquímica total,

quanto o balanço de massa obtido a partir dela, revelam que em todos os perfis há um acréscimo

no teor de SiO2 e um decréscimo no teor de Al2O3 do horizonte C para o A. A evolução

pedogeomorfológica da vertente teria ocorrido em três etapas: i) formação da couraça bauxítica

sob condições de clima quente e úmido; ii) degradação da bauxita e formação dos horizontes

pedológicos devido a mudanças climáticas mais úmidas; iii) origem das feições côncavas

através da remoção da cobertura pedológica por movimentação de massa, cuja natureza e

contexto necessitam de estudos morfológicos mais específicos para serem discriminados.

xviii

xix

Abstract

This study aimed to understand the genesis of soil cover associated with the bauxite deposit in a

slope in the region of Espera Feliz city, Brazil, emphasizing the morphological transformations,

mineralogical and geochemical involved in the formation as well as the relationship with the

evolution of the landscape, particularly, with frequent concave features (closed depressions) in

the area. It conducted a pedological and geophysicist survey in the slope. In pedological survey

were opened in five wells and were observed them petrographic, mineralogical, structural

features and identified the soil horizons. In the samples collected the following analyzes were

performed: phisical, bulk density, micromorphological under an optical microscope,

mineralogical by X-ray diffraction, partial chemical bay soil fertility, total chemical by X-ray

fluorescence and microchemical by SEM coupled with EDS. The geophysical survey was

carried out by Ground Penetration Radar (GPR) into sections covering all depressions. The

morphological attributes (macro and micro), physical, chemical and mineralogical allowed to

consider that the profiles analyzed outside the hollows are a Humic Ferrasols and occurring

within the hollows are Humic Neosols. The horizons morphology, particurlary, the presence of

coarse bauxite fragments concentrated in the base profile and a decreasing particle size thereof

toward the top suggest that the soil has its origin associated with degradation of a duricrust

bauxitic. The occurrence of these minerals in the soil, the same present in bauxite, plus kaolinite

also suggests that genetic relationship through the resilicification process. Routine chemical

analyzes showed an increase of the amount of exchangeable aluminum evidencing the presence

of free Al in the A horizon. Microchemical map shows that the most degraded regions of

bauxite shows accumulation of silicon. Both total geochemical composition, as the mass balance

obtained from it, show that in all profiles there is an increase in the SiO2 content and a decrease

in Al2O3 content toward the C for A horizons. Evolution soil geomorphological of slope would

have occurred in three stages: i) formation of bauxite duricrust under hot weather conditions and

wet; ii) bauxite degradation and formation of soil horizons due to wetter climate change and; iii)

origin of concave features by removing the soil cover by mass movement, whose nature and

require more context specific morphological studies to be discriminated.

Contribuição às Ciências da Terra Série M, vol.7, 81p.

1

CAPÍTULO 1

INTRODUÇÃO

1.1 – APRESENTAÇÃO

Situado na Zona da Mata Mineira, próximo à divisa dos estados de Minas Gerais e Espírito

Santo, o município de Espera Feliz e seus municípios vizinhos (aqui denominada região de Espera

Feliz) possui diversas ocorrências de bauxita intercaladas com coberturas essencialmente argilosas.

Esses depósitos distribuem-se de maneira fragmentada na paisagem, sendo principalmente

identificados entre as cotas de 900 e 1100 m de altitude (Silva, 2015). Na parte superior dos morros e

ao longo das vertentes onde a bauxita é localizada, observam-se feições de formato côncavo,

morfologicamente semelhantes àquelas apresentadas por Filizola & Boulet (1995) e denominadas por

esses autores de depressões fechadas. Como a gênese e evolução do manto de alteração tem íntima

associação com a evolução do relevo, este estudo parte da premissa de que estudar a origem dessas

depressões e da cobertura associada pode trazer importantes informações sobre a evolução da

paisagem local e mesmo do Brasil Sudeste. Assim, os investimentos de pesquisa realizados foram no

sentido de compreender as interações entre geoformas na escala da vertente e a organização da

cobertura pedológica nessa mesma escala, relacionando ambos com a presença da bauxita. Esse estudo

vai ao encontro dos preceitos defendidos pela Pedogeomorfologia, a partir dos quais as formações

superficiais influenciam na esculturação da superfície, e vice-versa. De maneira a organizar o

pensamento, os resultados do estudo são apresentados em dois capítulos. O primeiro abrange a gênese

das depressões fechadas, privilegiando uma abordagem geomorfológica. O segundo trata, mais

especificamente, da gênese da cobertura pedológica, através de uma abordagem pedogenética. A

integração entre ambos, feita nas considerações finais, destaca a relação pedogênese e morfogênese,

não de maneira dicotômica, mas integrada e ocorrendo em íntima associação. Previamente aos

capítulos de resultados, são apresentados capítulos para contextualizar o leitor sobre a área de estudo,

os procedimentos metodológicos adotados e um estado da arte com conceitos e estudos similares que

foram de extrema relevância para fundamentar essa pesquisa.

1.2 – QUESTÃO NORTEADORA

Este estudo se insere num conjunto de trabalhos que começaram a ser desenvolvidos na área

no ano de 2011. As primeiras pesquisas (Soares, 2013; Silva, 2015) foram responsáveis por elucidar

questões sobre a gênese da bauxita e sua distribuição na paisagem. Por ocasião destes estudos, as

observações de que os depósitos de bauxita encontram-se sempre associados a uma cobertura

pedológica (horizontes argilosos superiores) e que geralmente as unidades morfológicas na vertente

Mateus A. C.C., 2015 Pedogeomorfologia e evolução da paisagem

2

incluem depressões fechadas, desconectadas da rede de drenagem, levaram à formulação da questão

central que norteia a realização dessa pesquisa: qual a relação entre a presença da couraça bauxítica, da

cobertura argilosa que caracteriza o manto pedológico e das depressões fechadas?

1.3 – OBJETIVOS

Este estudo objetivou investigar as relações entre a couraça bauxítica, a cobertura pedológica e

as depressões fechadas presentes na paisagem da região de Espera Feliz, MG.

Como objetivos específicos foram incluídos:

Investigar a gênese das depressões fechadas;

Investigar a gênese da cobertura pedológica;

Relacionar atributos morfológicos e analíticos das formações superficiais às

geoformas na escala da vertente, de maneira que esses possam ser utilizados como

indicadores da evolução do relevo, e vice-versa.

1.4 – LOCALIZAÇÃO E VIAS DE ACESSO

A área em estudo, cujas coordenadas centrais são 20°37’26’’S e 41°50’26’’O, localiza-se na

divisa entre os municípios de Espera Feliz- MG e Dores do Rio Preto-ES (Figura 1.1 A), no extremo

sul da Serra do Caparaó. Ao norte da área (Figura 1.1B), a aproximadamente 30 km, encontra-se o

Pico da Bandeira, cujos 2892 m de altitude o torna o terceiro ponto mais alto do Brasil.

A partir da sede municipal de Espera Feliz, o acesso é feito através da BR482, sentido Dores

do Rio Preto-ES, onde são utilizadas estradas secundárias até chegar à área, percorrendo 10 km no

total. Há outras possibilidades de acesso, como a partir de Vitória-ES, pela rodovia BR-482 até Dores

do Rio Preto-ES, totalizando 307 km e a partir daí o acesso é feito através de estradas secundárias

interligadas, pavimentadas ou não.


3

Figura 1.1- A) Localização da área de estudo entre as cidades de Espera Feliz-MG e Dores do Rio Preto-ES. B) Mapa de SRTM mostrando a área de

estudo ao sul do Pico da Bandeira.

N


4


5

CAPÍTULO 2

PROCEDIMENTOS METODOLÓGICOS

2.1 – ETAPA DE ESCRITÓRIO (PRÉ-CAMPO)

Os estudos que precederam a realização deste (Soares, 2013; Silva, 2015) permitiram que não

somente a formulação da questão central dessa pesquisa, mas também a seleção da área representativa

a ser investigada baseada no reconhecimento em campo e laboratório de grande parte da região. Além

desses estudos, uma parceria com a empresa de pesquisa mineral EDEM, que há muito tempo realiza

sondagens para a identificação de bauxita em diversos municípios de Minas Gerais e Espírito Santo,

facilitou o acesso a diversos depósitos e aperfeiçoou esta escolha. Assim, foi possível reunir, numa

etapa anterior à realização do primeiro trabalho de campo, um conjunto de produtos cartográficos do

contexto em que está situada a vertente selecionada (cuja localização foi apresentada no item 1.4 ).

Dentre tais produtos, destacam-se mapas geológicos das folhas SF-24 Vitória, SF-23 Rio de Janeiro,

SF.24-V-A-IV Espera Feliz e SF.24-V-A-I Manhumirim e imagens do satélite LANDSAT-TM,

CNES-SPOT 9 (Google Earth). Um levantamento bibliográfico de estudos sobre depósitos de

bauxitas, tanto no mundo como no Brasil, e da gênese de depressões fechadas também foi realizado

para dar suporte não só às investigações de campo, mas também à interpretação e discussão dos

resultados obtidos.

2.2 – ETAPAS DE CAMPO

O trabalho de campo foi dividido em duas etapas. A primeira, com duração de cinco dias, teve

como objetivo o estudo pedológico através do reconhecimento, caracterização e coleta da cobertura

numa seção da vertente que incluísse as depressões e os segmentos entre elas. Esse levantamento

pedológico foi realizado através da abertura de 5 trincheiras, N1, L1, L2, N2, L3 (Figura 2.1), com

profundidades, respectivamente, de 65, 200, 162, 75 e 214 cm. A letra “N” foi atribuída para as

trincheiras localizadas no interior das depressões e a letra “L” para as trincheiras entre as mesmas. Em

cada trincheira foram descritos e amostrados os horizontes que compõem as faces (perfil) no sentido

montante da vertente. Foram coletadas 18 amostras deformadas de solo, 9 amostras indeformadas de

solo e 5 amostras de fragmentos de bauxita. As posições de coleta das amostras indeformadas foram

indicadas na Figura 2.1. As amostragens foram acompanhadas de fotografias e observações

macromorfológicas. As amostras deformadas foram coletadas para fins de análise granulométrica,


6

mineralógica, de química parcial e total, e as amostras indeformadas para micromorfologia e análise

microquímica.

Figura 2.1- Vertente da área de estudo mostrando a localização dos perfis N1, L1, L2, N2 e L3. Abaixo é

apresentado imagens dos perfis com seus respectivos horizontes pedológicos e a posição de coleta das amostras

indeformadas para análise micromorfológica e de densidade aparente.

A segunda etapa de campo foi destinada ao estudo geofísico pelo Ground Penetrating Radar

(GPR). O GPR é uma técnica eletromagnética que emite ondas de rádio de alta frequências entre 10 e

3.500 MHZ. Essas ondas são capazes de penetrar no solo a profundidades de até 100 metros

dependendo da frequência empregada. O equipamento possui duas antenas, uma emissora das ondas

eletromagnéticas e uma que capta os sinais refletidos por diferentes alvos no subsolo. A propagação do

B

N


7

sinal depende das propriedades dielétricas presentes no solo e rocha, controladas primariamente pelo

seu conteúdo de água. O radar é sensível às variações de composição (pH, viscosidade, temperatura,

etc.) dos fluidos intersticiais das rochas e às mudanças estruturais destas, preenchidas ou não com

água. As mudanças nas propriedades dielétricas da rocha causam a reflexão do sinal, que é captado

pela antena receptora, onde é amplificado, digitalizado e gravado.

Após definir uma direção preferencial de caminhamento, condizente com aquela em que

foram abertas as trincheiras na primeira etapa de campo (Figura 2.2), foi realizado o levantamento

com GPR da marca Interface Radar System (SIR-4000) fabricado pela Geophysical Survey Systems

Inc. (GSSI). O SIR-4000 é composto por um sistema de operação windows que consiste de uma

unidade de controle digital (DC-2000) com um keypad, video VGA screen e um painel de controle

que permite observação em tempo real. A antena utilizada para esse levantamento possui frequência

central de 400 MHz (modelo 5103), considerada de alta frequência que permite investigação em

profundidade máxima de penetração até 6 metros com uma boa resolução de acordo com as

características ou propriedades que constituem o solo. Para o levantamento foi considerada a constante

dielétrica 3, utilizada para solo argiloso seco.

Além da seção preferencial indicada, foram realizadas seções perpendiculares extras para

obter mais dados de subsuperfície. Os pontos foram devidamente marcados com o auxílio de dois GPS

marca Garmim, utilizados no modo de alta definição, e realizando a correção diferencial de modo a ter

a precisão na localização dos pontos e das seções geofísicas. Estes pontos foram marcados no terreno

com auxílio de estacas de madeira com identificação que pudessem ser localizados e reconhecidos em

caso de necessidades de novo levantamento.

Figura 2.2- Direção de caminhamento onde foi aplicado o método geofísico GPR.

A partir dessas seções (radargramas) foram executadas as interpretações das mesmas através

N


8

do software RADAN 7 TM

, na qual pode ser visualizada a geometria, mergulho, posicionamento e

várias outras características da subsuperfície e realizadas a correção do tempo zero (time zero); a

remoção do plano de fundo (background removal), deconvolução, correção topográfica, aplicação de

filtros e ajustes de ganho para alcance (range gain).

2.3 – ETAPA DE LABORATÓRIO

2.3.1- Preparação das amostras

Na etapa de laboratório foi realizado o preparo das amostras e análises de diversificados

atributos. A Figura 2.3 sintetiza os tipos de amostras coletadas e as análises realizadas.

Figura 2.3- Quantidade e tipos de amostras e análises laboratoriais realizadas.

As amostras coletadas foram secas em estufa com temperatura de 40°C e posteriormente

aferidas para refinamento da descrição macromorfológica realizada em campo. Após esta etapa o

material foi homogeneizado e quarteado, sendo separadas porções para as análises físicas (textura e

densidade aparente), químicas (parcial e total) e mineralógicas. O material utilizado para as análises

granulométrica e química parcial foi a Terra Fina (EMBRAPA, 2013), correspondente àquele cujas

partículas possuem diâmetro inferior a 2 mm (9 mesh). Para as análises de química total e mineralogia,

a Terra Fina foi cuidadosamente homogeneizada e quarteada até chegar a uma quantidade aproximada


9

de 60g, posteriormente cominuída em um almofariz para diminuir o tamanho dos fragmentos e

pulverizada em moinho de disco orbital com panela de tungstênio até atingir granulometria adequada

(250 mesh). A secagem, o quarteamento, o peneiramento e a cominuição foram realizados no

Laboratório de Geotecnia e de Cerâmica do Departamento de Geologia da UFOP e a moagem no

Laboratório de Difração de Raios-X deste mesmo Departamento. Também foram feitas as análises da

densidade aparente (D.A.) e balanço de massa em amostras de fragmentos de bauxita dos perfis N1,

L1 e L2 e em torrões de solo com estrutura conservada destes mesmos perfis. O método empregado foi

o torrão parafinado (EMBRAPA, 1999).

2.3.2- Análise Textural

A análise granulométrica foi realizada no Laboratório de Análise de Solo Viçosa Ltda pelo

procedimento da EMBRAPA (1999). Após agitação lenta (16 horas), utilizando hexametafosfato de

sódio como dispersante, o silte e a argila foram determinados pelo método da pipeta, ao passo que a

areia grossa e fina foram separadas por peneiramento. As proporções de cada fração foram plotadas no

diagrama triangular para obtenção da classe textural.

2.3.3- Análise Química Parcial (Fertilidade)

Na análise química parcial, ou fertilidade, foram medidos os teores de P, K e Na reportados

em mg/dm3; Ca, Mg e Al, capacidade de troca catiônia efetiva, capacidade de troca catiônica a pH 7 e

soma de bases trocáveis reportados em cmolc/dm3; os índices de saturação de bases e de saturação de

alumínio em % e; a matéria orgânica em g/kg. Essas análises foram realizadas no Laboratório de

Análise de Solo Viçosa Ltda.

O pH em água foi medido pelo método potenciométrico em suspensão com relação

solo:solução igual a 1:2,5. O Cálcio e magnésio trocáveis foram extraídos com KCl 1 mol/L em pH

7,0, e dosados através do espectrofotômetro de absorção atômica. Potássio e sódio trocáveis foram

extraídos com solução de HCl 0,05 mol/L e H2SO4 0,025 mol/L (Mehlich 1), sendo dosados pelo

espectrofotômetro de emissão de chama. O Alumínio trocável foi extraído com KCl 1 mol/L,

determinado por titulação com NaOH 0,025 mol/L. Acidez extraível (H+ + AL

3+) foi extraída com

acetato de cálcio 0,5 mol/L ajustada a pH 7,0 e determinada por titulação com NaOH 0,06 mol/L. O

fósforo foi extraído com Mehlich-1 e determinado pelo espectrofotômetro de absorção molecular

(Colorimetria). O carbono orgânico foi determinado pelo método de Walkley-Black e a matéria

orgânica estimada pela equação: Carbono Orgânico x 1,724.


10

2.3.4- Análise Mineralógica

As análises mineralógicas da fração pó total foram realizadas em 20 amostras, assim

distribuídas:

Perfil 1: solos dos horizontes A1, A2 e fragmento de bauxita do horizonte C;

Perfil 2: solos do horizonte A, Bw1 e Bw2;

Perfil 3: solos do horizonte A, Bw1, Bw2, C e fragmento de bauxita do horizonte C;

Perfil 4: solos do horizonte A1, A2, C e fragmento do horizonte C e

Perfil 5: solos do horizonte A, AB, Bw, BC e fragmento do horizonte C.

O equipamento utilizado foi o difratômetro Panalytical, modelo Empyrean, com radiação

CuKpotência 45KV e voltagem de 40mA, do Laboratório de Difratometria de Raios-X da

Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/UFOP). O intervalo de varredura foi de 2 a 70°, com

passo de 0,02 °2θ e contagem de 10’’/passo. Os difratogramas foram interpretados no Software X’Pert

HighScore Plus e através de padrões da literatura (Brindley & Brown, 1980).

2.3.5- Análise Química Total

Análises químicas dos elementos Na, K, Mn, Mg, Ca, Fe, Al, Ti, P e Si, reportados em óxidos

(% em peso), foram realizadas nas mesmas amostras das análises mineralógicas. As análises foram

feitas por Fluorescência de Raios-X utilizando o equipamento Philips PANalytical, PW2404 do

Modelo MagiX com amostrador automático PW2504 e Tubo de Rh a 2,4kW do Laboratório de

Fluorescência de Raios-X do Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto

(DEGEO/UFOP). Na análise, 1 g de material pulverizado foi calcinado a 405°C e/ou 1000 oC, e

posteriormente fundido em pastilhas com 6 g de fundente (Tetraborato de Lítio).

2.3.6- Análise da Densidade Aparente e Balanço de Massa

O cálculo de densidade aparente foi realizado em cubos de lado 2,5 cm cobertos por parafina.

Estes foram pesados ao ar e dentro da água, conforme proposto por Millot & Bonifas (1955):


11

onde , é o volume deslocado pela mostra parafinada – volume da parafina, = peso da amostra

seca, = peso do becker + água + amostra parafinada, é o peso do becker + água, é a

densidade da água a 25°C (1g/cm3), é o peso da parafina utilizada e é a densidade da parafina

(0,9g/ml).

Após esta etapa foram feitos os cálculos de perdas e ganhos geoquímicos na alteração através

da fórmula de balanço de massa proposto por Millot & Bonifas (1955):

onde é o fator de enriquecimento ou perda de um elemento, é a concentração do elemento j na

fácies de alteração w, é a concentração do elemento j no material parental p, é a densidade

aparente da fácies e é a densidade do material parental. Nos resultados, valores positivos indicam

aporte enquanto valores negativos indicam perda.

2.3.7- Análise Micromorfológica e Microquímica

Os fragmentos indeformados das amostras foram selecionados para a confecção de lâminas

delgadas e polidas com dimensões de 1,8 x 30 x 40 mm, no Laboratório de Laminação do

Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro Preto (DEGEO/UFOP). Dentre as

amostras escolhidas, 5 foram de fragmentos de bauxita e 7 de solo. As amostras mais friáveis foram

impregnadas a vácuo com resina de poliéster Polilyte (Reforplás T208) pré-acelerada (Filizola &

Gomes, 2004). O estudo micromorfológico foi realizado em microscópio óptico trinocular da marca

Zeiss, modelo Axiophot, com câmera digital integrada, utilizando terminologias propostas por Stoops

(2003).

Sítios representativos foram selecionados para análises em Microscopia Eletrônica de

Varredura (MEV) e análise microquímica (EDS). Foi utilizado equipamento da marca JEOL, modelo

JSM-5510. A amostra foi recoberta com filme metálico de carbono e as condições de leitura foram de

20kV de aceleração. Os elementos considerados foram Si, Al, Fe e Ti, sendo os teores reportados em

óxidos (% em peso).


12


13

CAPÍTULO 3

CONTEXTO GEOLÓGICO

3.1 – ASPECTOS FÍSICOS

3.1.1- Clima e Vegetação

O clima na área de estudo é Tropical de Altitude, com verão ameno e inverno frio. A média

máxima é de 25,3ºC e as mínimas de 12,8ºC. A precipitação pluviométrica anual é em média

1.595mm. A vegetação predominante na região é a Mata Atlântica (Floresta Subúmida do Interior,

IBGE, 1981) encontrada nas reservas particulares, parques estaduais e na região do Parque Nacional

de Caparaó. Na região houve a retirada de madeira nobre para a plantação de algodão e posteriormente

de café, que ocupa, juntamente com as pastagens, grande parte da área (Horn, 2007).

3.1.2- Geomorfologia

O relevo é constituído por um antiforme (Serra do Caparaó), com serras alongadas com

foliação principal NNE, sendo o pico da Bandeira seu ponto culminante (2891 metros). As serras são

contornadas por terrenos com cotas entre 800 a 1100 metros, sendo que a crista principal do antiforme

não apresenta um caimento contínuo.

A rede de drenagem é controlada por canais que ora seguem a orientação preferencial NNE,

ora seguem o padrão de fraturas NW, que são responsáveis por um lineamento principal. Deste modo,

os rios formam cotovelos ao mudarem de sentido e, quando acompanhados de uma variação

altimétrica, formam sucessivas corredeiras (Soares, 2013).

3.2 – CONTEXTO GEOLÓGICO REGIONAL

Em um contexto regional os depósitos bauxíticos encontram-se inseridos no domínio de

rochas gnaissicas-graníticas dos grupos Andrelândia e Suíte Caparaó, sendo que a vertente estudada

ocorre sobre rochas gnáissicas granulíticas da Suíte Caparaó. Também são observados próximos aos

depósitos de bauxita o gnaisse tonalítico de Manhuaçu. Sobre essas unidades estão presentes depósitos

aluvionares, como coberturas terciárias (Figura 3.1).


14

Figura 3.1- Mapa geológico e área de estudo. Adaptado de Horn (2007).


15

3.2.1- Grupo Andrelândia

O Grupo Andrelândia pode ser definido como um conjunto de paragnaisses granatíferos e/ou

biotíticos/muscovíticos, diversamente migmatizados e/ou milonitizados, ricos em corpos pegmatíticos,

que margeia a Serra do Caparaó, desde ao norte da BR-262 até ao sul de Espera Feliz. São gnaisses

variados, como anfibólio-biotita gnaisse, granada-biotita gnaisse kinzigítico, gnaisse com

porfiroblastos de feldspato, migmatitos nebulíticos, rochas granodioríticas e quartzitos médios a

grossos puros, às vezes com sillimanita. A estrutura dos gnaisses é de olhos a pérolas, textura

granoblástica a grano-nematoblástica, granulação fina a grossa. O contato com as rochas do Complexo

Juiz de Fora (Serra do Caparaó), onde não tectônico, mostra uma paraconcordância devido à

homogeneidade estrutural (Horn, 2007).

3.2.2- Suíte Caparaó

A suíte do Caparaó compreende rochas de alto grau como ortopiroxênio-granada-gnaisse,

ortopiroxênio-clinopiroxênio-anfibólio-gnaisse, granulitos e rochas mais máficas. Existem também

muitas áreas com gnaisses bandados e migmatitos. Segundo a classificação de Mehnert (1986) se

tratam de migmatitos estromáticos, às vezes do tipo “schlieren-nebulítico”. Ocorrem “schollen” de

piroxenitos e anfibolitos, centimétricos a métricos, em forma curvada a alongada. As rochas estão

normalmente muito dobradas e têm textura paralela. A migmatização parcial aumenta próximo ao

contato com as rochas do Grupo Andrelândia.

De acordo com Horn (2007) as partes mais altas do terreno são formadas por ortopiroxênio-

gnaisses de cor escura e composição máfica. Eles mostram, quando intemperizados, um bandamento

milimétrico. São de granulação fina e aspecto maciço; às vezes é possível ver a olho nu porfiroblastos

de granada e piroxênios. A presença de “schlieren” nas rochas félsicas a intermediárias (ortopiroxênio-

gnaisses charno-enderbíticos) são bem visíveis. Estas últimas rochas, de cor predominantemente cinza,

verde-escura a cinza escura, são fino maciças e de granulação fina a grossa. Mostram um bandamento

milimétrico a centimétrico. As bandas mais claras possuem quartzo em forma discóide e alongada. A

textura é bastante milonitizada e recristalizada (Horn, 2007).

Ainda, o mesmo autor ressalta que o ortopiroxênio-gnaisse de composição intermediária

ocorre junto ao orto-clinopiroxênio-anfibólio-gnaisse morfologicamente em um campo ondulado com

altitudes médias. O ortopiroxênio-clinopiroxênio-anfibólio-gnaisse neste conjunto é intensivamente

associado com gnaisses de cunho charno-enderbítico diferenciando-se pelo alto teor de clinopiroxênio

e a mais intensa alteração com formação de biotita e anfibólio. Dentro da Serra do Caparaó ocorrem

granada gnaisses e granulitos interdigitados. Eles têm uma textura extremamente paralelisada na faixa

de milímetro a centímetros. Outros tipos de rochas ocorrentes são gnaisses bandados com granada,


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biotita, silimanita e, em raros casos, também cordierita. A rocha de granulação média a grossa contem

enclaves de composição piroxenítica e anfibolítica. Os dois mostram fortes sintomas de fusão e

mistura mecano-química (Horn, 2007).

3.2.3- Gnaisse Tonalítico de Manhuaçu

O gnaisse tonalítico de Manhuaçu é um ortognaisse granodiorítico, trondhjemítico a tonalítico,

com partes de anfibólio-biotita gnaisse, geralmente com orientação predominante N-S, mas em

consideráveis partes isotrópico (Horn, 2007). Deve ter-se formado a partir da fusão de rochas da crosta

inferior a média com pouca contribuição de pararochas. Segundo o Projeto RADAM BRASIL (1983)

trata-se de uma rocha que pertence à suíte intrusiva do Espírito Santo (Horn, 2007).

3.2.4- Depósito Aluvionar

Os depósitos aluvionares terciários presentes nesta região são depósitos fluviais in situ,

arenosos e argilosos com lentes de cascalho que se encontram em torno das curvas dos rios e das

partes a jusante das corredeiras. Podem ser encontrados, em partes das encostas, depósitos de colúvio

com espessuras variadas que, devido a escala do mapa, não são distinguidos dos depósitos aluvionares

(Horn, 2007).

3.3- ARCABOUÇO ESTRUTURAL

De acordo com Novo et al. (2011), a Suíte Caparaó possui uma gama de estruturas geradas em

regime deformacional dúctil. A foliação, paralela ao bandamento composicional, é a estrutura mais

proeminente. Tem direção predominante a NNE, com mergulhos altos (valores modais entre 60° e

85°), ora para oeste ora para leste, com deflexões locais para mergulho médio a baixo e vertical.

Macroscopicamente, pode ser observável uma lineação mineral e de estiramento marcada,

principalmente, por cristais de quartzo, feldspato potássico e plagioclásio estirados, contida na foliação

principal. A partir da análise dos indicadores cinemáticos, relacionados à foliação e lineação de

estiramento nela contida o autor concluiu que o transporte tectônico se deu por cavalgamento de SE

para NW.

A Suíte Caparaó apresenta ainda, de acordo com Novo et al.(2011), um amplo acervo de

dobras, tanto abertas quanto fechadas, decimétricas a decamétricas, assimétricas, com vergência geral

para NW. Estas dobras apresentam eixo com orientação geral NNE a N-S e caimentos variados. As

dobras que apresentam geometria simétrica são abertas e de grandes dimensões.


17

Novo et al. (2011) observou que a Suíte Caparaó modelou as estruturas ao seu redor, devido a

seu caráter reológico muito resistente e dimensão avantajada. Desta forma, a Serra do Caparaó expõe

uma lasca tectônica moldada em antiformal de proporções quilométricas, assimétrico, muito apertado,

com plano axial aproximadamente vertical. O flanco oeste foi parcialmente invertido, mas, no

conjunto geral, o mega-antiformal do Caparaó tem flanco oeste mergulhante para WNW (300/85°) e

flanco leste para ESE (110/70°). A parte invertida do flanco oeste exibe dobras parasíticas em Z e

zonas de cisalhamento reversas invertidas. A serra é circundada por zonas de cisalhamento reversas de

alto ângulo. Na borda leste da Serra do Caparaó, a zona de cisalhamento inversa apresenta

componente transcorrente destral, enquanto que na borda oeste o componente transcorrente é sinistral.

A zona de charneira do antiformal da Serra do Caparaó é marcada por intensa migmatização e sustenta

o Pico da Bandeira.


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19

CAPÍTULO 4

ESTADO DA ARTE: COURAÇAS BAUXÍTICAS E DEPRESSÕES

FECHADAS

4.1 – CONSIDERAÇÕES GERAIS SOBRE A BAUXITA

O nome “bauxita” é derivado de Le Baux, pequena cidade situada na região das Alpilles, sul

da França, onde foi pioneiramente identificada em 1821 pelo geólogo Pierre Berthier (Kotschoubey,

1988). A bauxita tem uma tonalidade normalmente marrom avermelhada, mas também pode ser

marrom clara, rosada, amarela, branca, cinza, preta e até espécies esverdeadas dependendo do tipo e da

concentração dos minerais ferrosos presentes. Ela apresenta uma grande variedade de texturas, possui

brilho opaco e terroso com aparência de argila ou terra. Embora predominem óxidos de alumínio

hidratados, em sua maioria as bauxitas formam uma mistura, contendo sílica, óxido de ferro, titânio e

outros. Portanto, a bauxita não é considerada uma espécie mineral, sendo mais coerente trata-la como

uma rocha (Bardossy, 1981; Bardossy & Aleva, 1990). Os principais constituintes dessa rocha são: a

gibbsita Al(OH)3, diásporo AlO(OH) e boehmita AlO(OH). A bohemita e o diásporo são

predominantes respectivamente na Europa e China. Em regiões tropicais como Brasil, Guiana,

Jamaica e países africanos, a gibbsita predomina (CETEM, 2001).

A bauxita rica em gibbsita é muito valorizada na utilização industrial, já que ela pode ser

refinada a temperaturas de digestão mais baixas que outros tipos de minerais que contêm alumínio,

como a caulinita. A utilização mais comum da bauxita é na fabricação de alumínio metálico. No

entanto, o grupo da bauxita não metalúrgica tem uma série de aplicações, incluindo refratários (31%),

abrasivos (24%), produtos químicos (16%), cimentos de alta alumina (18%) e fabricação do aço (11%)

(Pascoal & Pandolfelli, 2000).

O Brasil é o terceiro maior produtor mundial de bauxita, com 31 milhões de toneladas em

2011. Isto significa 14,1% da produção mundial, de 220 milhões de toneladas (Gráfico 4.1). A

Austrália é líder em produção, com 30,45% do total, seguida pela China com 21%. As reservas

mundiais de bauxita somam 29 bilhões de toneladas. O Brasil possui a 3ª maior reserva, com 3,6

bilhões de toneladas de bauxita metalúrgica. A maior reserva está na Guiné, seguida por Austrália e,

em quarto lugar, Vietnã (USGS, 2012).


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Gráfico 4.1: Comparação entre a produção de bauxita em milhões de tonelada no Brasil e no mundo. Fonte:

USGS (2012).

4.2 – PRINCIPAIS CONDICIONANTES NA FORMAÇÃO DE DEPÓSITOS

BAUXÍTICOS

4.2.1- Clima

As principais ocorrências de bauxita no mundo estão sob condições climáticas tropicais

úmidas, com taxas anuais de temperatura entre 20° a 26°C e precipitação anual de 1200 mm

(Bardossy, 1981). As regiões que possuem uniforme distribuição anual da chuva são vistas como

menos favoráveis para a formação de depósitos de bauxita, já que estações secas são compreendidas

como fundamentais para haver concrecionamento (Tardy, 1993). Embora existam divergências em

relação à duração de períodos secos e úmidos, bem como em relação aos valores de precipitação e

temperaturas ideais, as evidências obtidas por estudos com isótopos de oxigênio, palinológicos,

paleontológicos imediatos de coberturas estratificadas e etc., convergem para o fato de que o ambiente

tropical é o mais propício à formação da bauxita. A presença de formações lateríticas em ambientes

extra-tropicais, nesse sentido, remete sua formação a contextos paleoclimáticos. Mesmo quando

situada em climas tropicais atuais, não significa que sejam produtos recentes, considerando que podem

ter sido preservadas na paisagem desde tempos remotos (Tardy et al. 1991).

4.2.2- Paleogeografia

Reconstituições paleogeográficas que mostram o arranjo dos continentes e da provável

distribuição da maioria das zonas climáticas da Terra desde a separação do Pangea e abertura do

oceano Atlântico (> 100 M.a.), associadas ao posicionamento dos depósitos lateríticos, reforçam a

ideia de que as bauxitas podem ser usadas como indicador paleoclimático (Tardy et al.,1991).


21

Durante o Jurássico a Mauritânia e Egito na África e a extremidade norte da América do Sul (Figura

4.1) estavam localizados próximo ao equador. A África do Sul e grande parte do atual escudo

brasileiro eram governadas por climas áridos. Durante o Cretáceo e Cenozóico houve um desvio para

o norte destes dois continentes, ocorrendo, ao mesmo tempo, uma rotação lenta da África. O clima

equatorial foi afetando a Amazônia desde o Maastrichtiano (75.5 a 65.5 Ma); ocorrendo

progressivamente uma extensão dessa zona climática mais úmida para o sul, reduzindo as áreas áridas

da parte central do Brasil. Desde o Jurássico até o tempo atual o clima da América do Sul e a região

sul-leste da África tornou-se mais úmido, ao passo que o oeste da África se tornou mais árido.

A

B

Figura 4.1- A e B: Distribuição prevista de chuvas ao longo dos tempos geológicos. Os números são para

mostrar os valores relativos (as unidades não são implementadas). A precipitação é dividida em quatro

categorias: <50 = baixa precipitação, 50-100 = baixa a moderada precipitação pluviométrica, 100-200 =

moderada a elevada pluviosidade, > 200 = elevada pluviosidade (após Parrish et al., 1982).Modificado de Tardy

et al.(1991).

Por serem produtos de condições climáticas que variam ao longo do tempo geológico, as

ocorrências de bauxita podem apresentar idades muito variadas, desde cambriana ou talvez

proterozóica superior (Bokson, na Sibéria) até recente, como é o caso de certas Ilhas do Pacífico, com

bauxitização atual. Em escala mundial, a maior parte dos depósitos conhecidos se formou no

Cenozóico, com forte diminuição quantitativa no Mesozóico e mais ainda no Paleozóico

(Kotschoubey, 1988).

4.2.3-Litologia


22

Diversos elementos das rochas influenciam na gênese de bauxita, destacando a composição

mineralógica e a presença de estruturas que permitem a entrada de soluções de alteração, como

fraturas, contatos minerais, diáclases, minerais com maclas, etc. As bauxitas lateríticas podem se

formar através de vários tipos de rochas, com exceção para quartzitos puros, quartzo-arenitos e rochas

salinas (Bardossy, 1981). As rochas carbonáticas (dolomitos e calcários) se enquadram em um grupo

especial de bauxitas. Os carbonatos quando submetidos a processos de dissolução pela água da chuva

tem seus componentes lixiviados e depositados em depressões, formando os depósitos de bauxita

cárstica. A bauxita Halimba na Hungria é um típico exemplo de depósito de bauxita cárstica formada

sobre as superfícies de dolomitos e calcários do Triássico Superior.

Em se tratando de rochas máficas ou félsicas, o processo de alteração em rochas máficas tende

a ser três vezes mais rápido e, por isso, tais rochas podem se transformar em bauxita com maior

facilidade (Nahon, 1986). Isso porque as rochas máficas contém mais Fe e menos Si, com tendência de

segregar o Fe2O3 e acumular o Al2O3. As rochas que contém excesso de Si requerem um longo período

de alteração ferralítica para formarem bauxitas. Além disso, Si e Al possuem forte afinidade

geoquímica e, caso a atividade de sílica seja alta no sistema, a tendência segue para a mineralização da

caulinita, e não gibbsita. Por esse motivo, rochas que possuem baixo teor de quartzo (abaixo de 50%)

como os arcóseos, argilitos, folhelhos, filitos, xistos, granodioritos, dacitos, khondalitos, charnockitos,

alguns gnaisses e leptinitos são potencialmente rochas mais produtoras de bauxita (Bardossy, 1981).

Dentre os principais exemplos, estão os depósitos bauxíticos associados a filitos silurianos no Guiné,

aos derrames basálticos paleógenos da região oeste de Camarões, e as bauxitas provenientes da

alteração de basaltos proterozóicos na região do Tucuruí e Carajás (Hieronymus et al.,1989).

Bauxitas são pouco encontradas em depósitos de alteração de rochas ultrabásicas, que

geralmente formam lateritas ricas em Fe e Ni (Bardossy, 1981). Já as rochas alcalinas, apesar de

conterem altos teores de alumínio, formam poucos depósitos de bauxita devido a pequena ocorrência

deste tipo de rocha na superfície da Terra. Alguns exemplos são os que ocorrem da alteração de

intrusões fonolíticas paleo e mesozóicas da região de Lages em Santa Catarina-BR, com reservas

estimadas de 5,8 milhões de toneladas (Valeton et al,1989); bem como as bauxitas formadas a partir

do maciço alcalino que corta o embasamento pré-cambriano na região de Poços de Caldas em Minas

Gerais (Weber 1959, Almeida 1977, Melfi & Carvalho 1983, Shumann et al. 1987); e os depósitos

bauxíticos no município de Barro Alto, Goiás-BR formados a partir de anortositos da Série Superior

do Complexo Máfico-Ultramáfico Acamadado de Barro Alto (Oliveira et al., 2009; 2011; 2012).

4.2.4- Geomorfologia

A formação, evolução e transformação de depósitos lateríticos estão intimamente relacionadas

com a história da evolução das paisagens, especialmente do relevo (Thomas, 1996). Ao longo da


23

ruptura do supercontinente Gondwana no final do Mesozóico, por exemplo, desencandeou-se uma

erosão intensa que destruiu as antigas superfícies que existiam naquela época (Partridge & Maud,

1987). No entanto, apesar de todos os continentes terem evoluído de forma independente durante o

final do Mesozóico e Cenozóico, diversos autores consideram a possibilidade de terem existido

períodos de condições ótimas para a geração de superfícies planas em todos eles (Melhorn & Edgar,

1975). Para qualquer modelo de planation adotado, platôs elevados são susceptíveis de apresentar os

perfis mais evoluídos de intemperismo e conter depósitos localmente ricos em bauxita (Thomas,

1996).

Para as principais regiões de ocorrências de depósitos bauxíticos, Bardossy (1981) distinguiu

algumas feições geomorfológicas associadas, quais sejam:

platôs elevados;

paisagens de peneplano (superfície totalmente aplainada pela erosão, com altitude

próxima ao seu nível de base);

regiões montanhosas de encostas e topos de morros cônicos;

encostas de regiões montanhosas mais elevadas e

pequenas depressões e vales.

Os platôs podem ocorrer em baixas e altas latitudes e exibirem localmente formas circulares,

ovais e alongadas, sendo a maioria dissecados por vales erosivos resultando em complicados platôs

dendríticos. As bauxitas de melhor qualidade, com baixos teores em sílica, são geradas em platôs

muito dissecados. Os platôs com declives suaves e morros cônicos e encurvados também podem gerar

depósitos de bauxita (Bardossy, 1981). Um típico exemplo de bauxitas formadas em platôs elevados

são as do depósito do Batatal, localizado no Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais. Os depósitos

ocorrem em um planalto com declive suave para leste, com altitudes entre 1.840 e 1.820 m, cobrindo

uma área de 90.000 m2 (Boulange et al., 1997).

Em paisagens de peneplanos sem forma de planaltos elevados, as bauxitas podem cobrir

extensas áreas. Um exemplo desse tipo de ocorrência são os depósitos que ocorrem em Weipa,

localizada na ponta nordeste da Península do Cabo York, Queensland, Austrália. Essa bauxita ocorre

nas partes baixas de uma superfície laterítica pré-pliocênica levemente ondulada que se formou em

sedimentos do Mesozóico (White, 1976).

Regiões de morros com declives mais ou menos suaves e em topos de morro, com ausência de

platôs, são ambientes que podem apresentar bauxitas. Os depósitos que ocorrem na região de Poços de

Caldas, Brasil, dominados por morros e vertentes adjacentes com mergulhos acima de 35° são um

exemplo deste caso. As bauxitas caracterizam-se por serem transportadas para as partes baixas

passando gradualmente para lateritas argilosas.


24

Um exemplo de bauxitas que ocorrem em regiões montanhosas mais elevadas são as

localizadas na Serra da Mantiqueira, Brasil. Os depósitos ocorrem nas partes medianas das encostas

com 20° a 45° de mergulho. São bauxitas com alta porosidade e permeabilidade, protegidas da erosão

pela densa floresta tropical. Outro caso são as bauxitas do depósito do Morro do Fraga, borda leste do

Quadrilátero Ferrífero, Minas Gerais. Estes depósitos encontram-se em encostas de pequenas bacias

limitadas por uma crista formada por camadas subverticais de itabirito, cobertas por uma crosta de

óxidos e hidróxidos de ferro que os protege contra a erosão. As altitudes dos depósitos estão entre

1050 m e 975 m (Boulange et al., 1997).

Existem poucos lugares onde a bauxita é encontrada em pequenas depressões e em fundo de

vales planos. Como exemplo, podem ser citados os depósitos estudados por Varajão et al. (2000), no

platô de Uberaba, que se localiza entre as cidades de Uberaba e Uberlândia, Minas Gerais. As bauxitas

desta região localizam-se em um platô que apresenta um ângulo de mergulho de 2° e uma larga

depressão na parte central. Estas bauxitas se desenvolveram sobre arenitos, argilitos e siltitos

pertencentes ao Membro Serra do Galga, topo do Grupo Bauru, foram degradadas e remobilizadas da

porção superior da vertente e depositadas nas partes mais baixas, sendo, posteriormente,

deferruginizadas por um processo de lixiviação. O depósito do Morro do Fraga também pode ser

citado como exemplo de bauxitas encontradas em depressões. A parte mais baixa do depósito situa-se

em torno de 975m e é formada por uma pequena bacia que apresenta fragmentos de bauxita,

transportados das regiões mais altas. Esta bauxita, sob condições hidromórficas, sofreu uma intensa

deferruginização que deu origem a uma bauxita argilomórfica de coloração acinzentada rica em Al2O3

(57%) e TiO (4,5%) residual e com baixo teor de Fe2O3 (3%) (Boulange et al., 1997).

Dentre os estudos que correlacionaram a gênese e evolução da bauxita com a evolução do

relevo, Oliveira et al. (2009) e Oliveira et al. (2011), estudando depósitos bauxíticos desenvolvidos a

partir de anortositos, identificaram dois grupos de fácies: uma bauxítica, que se concentra nos topos

das elevações; e uma argilosa, que se localiza nas áreas concavizadas, anfiteatros nas vertentes e nas

bordas do maciço. Essas áreas argilosas representam zonas de transformação da bauxita, o que

consequentemente alterou a maneira como os fluxos se comportam na vertente e levou à esculturação

dessas feições.

4.3 – AS BAUXITAS DA REGIÃO SUDESTE DE MINAS GERAIS

O Brasil apresenta duas províncias bauxíticas que concentram quase todas as ocorrências

conhecidas (Figura 4.2A). A primeira é a região sudeste do Brasil (Quadrilátero Ferrífero, Serra do

Espinhaço, sul do Espírito Santo, o estado do Rio de Janeiro, parte leste do estado de São Paulo e o

depósito isolado de Santa Catarina). A segunda região bauxitífera compreende a Amazônia Oriental


25

incluindo os ricos depósitos do Pará, oeste do Maranhão, leste do estado do Amazonas e o sul do

território do Amapá (Kotschoubey,1988). Recentemente, Oliveira et al., (2009; 2011; 2012)

apresentaram a ocorrência de depósitos na região centro-oeste, mas cuja abrangência espacial não

permite distinção numa escala regional na condição de uma província.

Figura 4.2- A) Regiões bauxitíferas do Brasil. B) Principais distritos bauxitíferos do sudeste do Brasil

destacando em vermelho a região sudeste de Minas Gerais. Adaptado de Kotschoubey (1988).

O depósito de bauxita da região sudeste de Minas Gerais estão inseridos em um cinturão com

direção NE que se inicia em São João Neopomuceno (MG) e se prolonga até o Espírito Santo, com

interrupções nos vales do Rio Pomba e Muriaé (Carvalho, 1989). Existem algumas pesquisas

realizadas nos depósitos de bauxita desta região, como de Miraí (Lopes, 1987 e Lopes & Carvalho,

Província Bauxitífera do

sudeste do Brasil

Região de ocorrência dos

fosfatos aluminosos do

Pará e Maranhão

Província Bauxitífera da

Amazônia Oriental

A

B


26

1988), Cataguases (Roeser et al. (1984), Lopes & Branquinho (1988), Valeton & Melfi (1988),

Valeton et al. (1991), Brandalise & Viana (1993) e Beisser et al. (1997)); e o de Espera Feliz (Soares,

2013; Soares et al., 2014).

Roeser et al. (1984), Lopes (1987), Lopes & Carvalho (1988), Lopes & Branquinho (1988),

Valeton & Melfi (1988), Valeton et al. (1991), Brandalise & Viana (1993) e Beisser et al. (1997)

destacam que as bauxitas da região sudeste de Minas Gerais provém de rochas granulíticas de caráter

ácido e básico inseridas em um domínio morfoestrutural do alinhamento Paraíba do Sul. Os depósitos

ocorrem nos topos e nas encostas superiores de morros com formato “meia-laranja” (entre 700 e 1000

m de altitude) e os materiais mais argilosos e areno-argilosos ocorrem nas encostas inferiores e nas

baixadas nas cotas situadas (entre 100 e 700 metros) (Lopes, 1987). A gênese desta bauxita teria

ocorrido a partir do Terciário, num período de calma tectônica em um intervalo de fases de reativação

e posteriormente afetada pela erosão provocada por soerguimento da área (Carvalho, 1989). As

atividades tectônicas responsáveis pelo controle estrutural e pelo soerguimento das superfícies

facilitaram a ação química e a erosão dos materiais formados (Romano & Castañeda, 2006).

Soares (2013) estudou dois perfis de alteração na mesma vertente foco deste estudo, com o

objetivo de compreender sua gênese e evolução. Este depósito possui como rocha geradora um gnaisse

da fácies granulito, especificamente da série charnockítica, denominado charno-enderbito. Através de

estudos macromorfológicos, mineralógicos, micromorfológicos e geoquímicos a autora verificou a

presença de cinco fácies de alteração: isalterita caulinítica, bauxita isalterítica, bauxita laminar, bauxita

fragmentada e sólum. Os perfis com características que indicam mobilização e que se localizam junto

às depressões na porção central da vertente, apresentam um horizonte caulinítico aloterítico sobreposto

por um horizonte de bauxita, que por sua vez é constituído por uma fácies bauxita laminar

desorientada e uma bauxita fragmentada. Segundo Soares (2013), a partir da observação de eventos

tectônicos recentes, a bauxitização ocorreu durante o Mioceno e as fácies remobilizadas teriam se

formado no Plioceno, como no caso dos depósitos do Quadrilátero Ferrífero estudados por Varajão et

al. (2009).

4.4 – A RESSILICIFICAÇÃO COMO PROCESSO ASSOCIADO À DEGRADAÇÃO

DA COURAÇA BAUXÍTICA

A ressilicificação é um processo de reincorporação de sílica no sistema pedológico, que

desestabiliza alguns minerais existentes, como a gibbsita, produzindo outros, como a caulinita

(Harrison, 1933; Van der Marel, 1960; Tewari, 1963; Aleva, 1965; Valenton, 1974; Bocquier et al.,

1982; Boulangé & Bocquier, 1983; Boulangé , 1984; Sígolo & Boulangé, 1987; Boulangé & Carvalho

1989 ; Lucas et al., 1997; Varajão et al., 1989b e 1990; e Oliveira et al., 2013).


27

Diversos autores citam o processo de ressilicificação como um dos principais fatores

associados à degradação da couraça bauxítica e a maioria entende que os horizontes pedológicos que

ocorrem acima das couraças são produtos da degradação geoquímica da bauxita a partir de mudanças

climáticas e da instalação de uma cobertura vegetal de maior porte (Lucas et al., 1993).

Em Poços de Caldas, Weber (1959) observou que a bauxita poderia sofrer um processo de

ressilicificação para formar argila. Nos depósitos de bauxita de Porto Trombetas e Juruti em estudos

de Boulangé & Carvalho (1988 e 1989) e Lucas (1988) foram encontrados nódulos de gibbsita em

contato com a matriz argilosa sugerindo que esse material poderia ser fragmentos de bauxita que

teriam dado origem a camada argilosa por ressilicificação. Outros aspectos como: a presença de

pequenos grãos de quartzo com fissuras preenchidas pela matriz argilosa; a presença de nódulos

argilomorfos; e os conteúdos de Ti e Zr na camada argilosa serem superiores ao da camada bauxítica,

indicariam a transformação in situ de um horizonte bauxítico anterior. Em perfis estudados em

depósitos de Vargem dos Óculos, na região do Qradrilátero Ferrífero, Varajão (1988a) observou um

aumento no conteúdo de sílica crescendo da camada bauxítica para a camada caulinítica inferior em

detrimento do conteúdo de alumina. Nos depósitos de bauxita no maciço de Passa Quatro localizado

na região sul-sudeste do Brasil, Sigolo (1988) também observou blocos de bauxita que foram afetados

pela ressilicificação da gibbsita. Oliveira et al. (2012; 2013) explicou a gênese de facies argilosas em

zonas concavizadas do revelo através da transformação por ressilicificação de antigas fácies

isalteríticas de bauxita com bioturbação por térmitas associada.

4.5 – ESTUDOS SOBRE DEPRESSÕES FECHADAS NA REGIÃO SUDESTE DO

BRASIL

Depressões fechadas são formas de bacia que não possuem um fluxo de saída e são geradas

por perda de material solúvel de base (Filizola & Boulet, 1996). Na região sudeste do Brasil, essas

depressões podem ser encontradas em vários tipos de rochas.

No município de Caçapava, no estado de São Paulo, ocorrem depressões fechadas em topo de

morros em domínio de sedimentos quartzo-cauliníticos na Bacia de Taubaté de idade quaternária e

terciária que pertence a Formação Pindamonhagaba. Segundo Filizola & Boulet (1993 e 1996) o

principal mecanismo de formação dessas depressões é a denudação química. Essas depressões

fechadas também ocorrem sobre rochas basálticas no Platô de Itapetiniga, SP e segundo Castro (1980)

são interpretadas como resultado da alteração e solubilização das rochas facilitada por uma rede de

fraturas e diáclases.

Castro & Coelho Netto (2002) indicam uma depressão fechada situada em uma vertente da

Bacia do Rio Fortaleza no médio Vale do Rio Paraíba do Sul em domínio de rochas da Unidade São


28

João: silimanita-granada-muscovita-biotita-gnaisse, com intercalações de níveis ou lentes

calciossilicáticas, gonditos, mármores e de silimanita-muscovita-biotita-xisto. Através de

levantamento do solo em topossequências, as autoras observaram que a cobertura latossólica evoluiu

lateralmente para argissolo hidromórfico junto com a evolução da depressão, e os perfis de sondagem

elétrica vertical obtidos no centro da depressão indicaram a ocorrência de uma zona de percolação

subvertical que teria favorecido a evolução da depressão por subsidência geoquímica, promovendo o

rebaixamento do latossolo pré-existente e sua subsequente transformação por hidromorfia.

Na Serra da Piedade, região do Quadrilátero Ferrífero em Minas Gerais, Pereira et al. (2012)

verificou que as depressões fechadas existentes em formações ferríferas bandadas também são

formadas através de processos de dissolução geoquímica. Ainda em Minas Gerais, Feltran Filho

(1997) estudou as depressões existentes no topo das Chapadas de Uberlândia. Uma dessas depressões

é caracterizada pela Lagoa da Estação Irara, onde o autor verificou que há uma continuidade lateral do

solo entre o fundo e o interflúvio atribuindo o fato a processos geoquímicos que teriam causado

transformações e deformações na cobertura pedológica formando as depressões. Na área de estudo

deste trabalho, divisa entre Minas Gerais e Espirito Santo, Soares (2013) foi quem apontou a

existência de feições de formato côncavo na parte superior dos morros e ao longo das vertentes onde a

bauxita é localizada.

Para além da região sudeste do Brasil, essas feições côncavas também foram encontradas

sobre sedimentos arenosos da Formação Solimões, no Planalto Rebaixado da Amazônia Ocidental.

Rosolen & Herpin (2008) verificaram que a montante a partir do centro da depressão ocorria frentes de

transformação lateral através da expansão dos horizontes hidromórficos, com exportação de matéria

particulada e/ ou dissolvida que modifica a textura, estrutura e as propriedades geoquímicas da matriz,

acarretando uma diminuição do volume do solo e consequentemente do relevo.


29

CAPÍTULO 5

GÊNESE DAS DEPRESSÕES FECHADAS1

RESUMO

A origem das depressões fechadas associadas à cobertura laterítica aluminosa nos topos dos morros e

ao longo das vertentes na região de Espera Feliz, MG, divisa com Espírito Santo, foi pesquisada

através de um levantamento geofísico da cobertura pedológica associado às análises macro e

micromorfológicas de perfis de solos. O levantamento geofísico por GPR, realizado em 3 seções ao

longo de uma vertente, abrangeu duas depressões consecutivas e foi seguido do levantamento

sistemático da cobertura pedológica por meio da abertura de 5 perfis (N1, L1, L2, N2 e L3), onde

foram coletadas amostras deformadas para análises macromorfológicas e químicas e amostras

indeformadas para análise micromorfológica. No interior das depressões fechadas foi encontrado

NEOSSOLO LITÓLICO Húmico típico e fora das depressões foi encontrado LATOSSOLO

VERMELHO- AMARELO Distrófico húmico. A análise lateral realizada pelo GPR e a interpretação

conjunta dos atributos físicos, químicos, mineralógicos e morfológicos revelam, contudo, que embora

classificados de maneira diferente através do uso do perfil, a vertente possui um sistema pedológico

contínuo do topo a base, estando as diferenças morfológicas situadas, justamente, no interior das

depressões, com solo menos profundos. A origem dos horizontes (Bw e A) está relacionada ao avanço

vertical da degradação da bauxita junto com a bioturbação promovida pelos organismos. Por isso, a

formação da couraça aluminosa e a sua transformação em solo foram interpretadas como etapas

precedentes à formação das depressões. A bauxita teria sua gênese associada a condições de clima

quente e úmido com variação sazonal (Mioceno Médio) e a sua degradação seria em condições

climáticas ainda mais úmidas e com a expansão da floresta semidecidual na região (Mioceno

Superior). No caso das depressões, a presença da cobertura menos espessa no seu interior e com

propriedades semelhantes à cobertura latossólica do entorno, sinaliza que a subsidência geoquímica

não parece ser o caminho para explicar sua gênese. É provável, pela organização da cobertura

pedológica, que tais depressões estejam relacionadas à movimentação mecânica de porções da

cobertura, cuja natureza e contexto necessitam de estudos morfológicos mais específicos para serem

discriminados. Essa gênese pode estar situada, em termos temporais, no Plioceno, onde importantes

condições de aridez com reativação tectônica são reportadas na paisagem do Brasil Sudeste.

Palavras -chave: Radar de Penetração no Solo, depressões fechadas, bauxita.

ABSTRACT

The origin of the closed depressions associated with the aluminous duricrust occurring on the tops of

the hills and along the hillslope in the region of Espera Feliz city, Minas Gerais state, bordering the

Espírito Santo state, was investigated through a geophysical survey of soil cover associated with the

macro and micromorphological analysis in soil profiles. The geophysical survey by GPR held in three

sections along a slope, covered two consecutive depressions and was followed by systematic survey of

soil cover through the opening 5 profiles (N1, L1, L2, N2 and L3), where deformed samples were

collected for chemical and macromorphological analysis and undisturbed samples for

micromorphological analysis. Inside the closed depressions were found Humic Neosols and out of

depressions were found Humic Ferrasols. The side analysis carried out by GPS and the combined

interpretation of physical, chemical, mineralogical and morphological attributes reveal, however, that

although classified differently through the use of profile, the slope has an continuous pedological

1 Artigo submetido para a Revista Brasileira de Geomorfologia com o título “Gênese de depressões fechadas

em vertente associada à couraça bauxítica na região sudeste de Minas Gerais, Brasil.”


30

system from top to bottom, with the differences morphological located precisely inside the

depressions, with shallower soil. Therefore, the formation of aluminous duricrust and its

transformation into soil were interpreted as previous steps to the formation of depressions. Thus, the

bauxite in the region would have formed under hot and humid weather conditions (Middle Miocene)

and their degradation have occurred when establishing wetter weather conditions and the expansion of

semi-deciduous forest in the region (Upper Miocene). In the case of depression, the presence of

thinner coverage inside and with properties similar to ferrasolic coverage of the environment indicates

that the geochemical subsidence does not seem to be the way to explain its genesis. It is likely, by the

organization of the soil cover, which depressions are related to the mechanical movement of the cover

portions, whose nature and require more context specific morphological studies to be discriminated.

This genesis can be located in temporal terms, in the Pliocene, where important conditions of aridity

with tectonic reactivation are reported in the landscape of Southeast Brazil.

Key words: Ground Penetration Radar, closed depressions, bauxite.

5.1- INTRODUÇÃO

A sudeste de Minas Gerais, próximo à divisa com o Espírito Santo, especificamente na região

de Espera Feliz, coberturas de bauxita nos topos dos morros e ao longo das vertentes ocorrem

associadas a feições de relevo de formato côncavo, não conectadas com a drenagem atual, intituladas

de depressões de topo ou depressões fechadas (Filizola & Boulet, 1996). Feições semelhantes, situadas

em outras áreas da região sudeste do Brasil, em contextos litológicos diversificados, foram foco de

vários estudos, como no município de Caçapava, estado de São Paulo, em domínio de sedimentos

quartzo-cauliníticos da Bacia de Taubaté, Formação Pindamonhagaba (Filizola & Boulet, 1996).

Ainda em São Paulo, no Platô de Itapetininga, Castro (1980) evidenciou a presença de depressões

sobre rochas basálticas da Formação Serra Geral, o mesmo feito por Alves (2014) no Compartimento

Três Cantos localizado a sudoeste do município de Macaraí/SP. Alves (2014) observou depressões

fechadas na parte cimeira do relevo, concentradas principalmente em área de solos de textura média.

Feltran Filho (1997) também identificou tais feições sobre basaltos da mesma Formação, porém em

áreas planas nas chapadas de Uberlândia, Minas Gerais. Na Serra da Piedade, região do Quadrilátero

Ferrífero (MG), Pereira et al. (2012) verificou que as depressões fechadas ocorrem em formações

ferríferas bandadas. No estado do Rio de Janeiro, Castro & Coelho Netto (2002) estudaram depressões

fechadas na Bacia do Rio Fortaleza no médio Vale do Rio Paraíba do Sul em gnaisse e xisto da

Unidade São João. No médio-baixo vale do Ribeirão Santana Uagoda (2006), Uagoda et al. (2006 e

2008) e Uagoda (2009) indicaram a ocorrência de cavernas e feições de abatimento em áreas

montanhosas quartzíticas, bem como dolinas de dissolução (depressões fechadas) e concavidades

topográficas associadas a essas dolinas, em áreas de encosta convexo- côncavas em substrato rochoso

de biotita-gnaisse da sequência metassedimentar Andrelândia. A presença de depressões fechadas em

domínios bauxíticos como os da região sudeste de Minas Gerais não havia sido reportada até o

momento.


31

Independente do contexto litológico, inferências foram feitas sobre o significado dessas

feições na evolução da paisagem baseadas no estudo morfológico de perfis verticais, tradagens ou

sondagens mecânicas, na análise estrutural da cobertura pedológica e em caracterizações laboratoriais

(físicas, químicas, mineralógicas, geofísicas e, em alguns casos, micromorfológicas).

Majoritariamente, os autores apontam para sua relação genética com a subsidência do substrato por

lixiviação diferencial controlada por estruturas (lineamentos) regionais (Filizola & Boulet, 1996;

Coelho Neto, 2003; Uagoda et al., 2006). Além disso, os estudos reconhecem que a formação dessas

depressões tende a influenciar na evolução da cobertura pedológica, e vice-versa. Castro & Coelho

Netto (2002), por exemplo, indicaram que o desenvolvimento das depressões levou à transformação

lateral de uma cobertura latossólica para um argissolo hidromórfico. Perfis de sondagem elétrica

vertical obtidos no centro da depressão sugerem a ocorrência de uma zona de percolação subvertical

que teria favorecido a formação da depressão por subsidência geoquímica, promovendo o

rebaixamento do latossolo pré-existente e sua subsequente transformação por lessivagem e

hidromorfia. Da mesma maneira, Rosolen & Herpin (2008) verificaram que a montante a partir do

centro da depressão ocorria frentes de transformação lateral através da expansão dos horizontes

hidromórficos, com exportação de matéria particulada e/ ou dissolvida que modifica a textura,

estrutura e as propriedades geoquímicas da matriz, acarretando uma diminuição do volume do solo e

consequentemente do relevo.

O presente estudo objetivou compreender a origem das depressões fechadas associadas à

cobertura laterítica aluminosa na região de Espera Feliz através de um levantamento geofísico da

cobertura pedológica associado às análises macro e micromorfológicas da cobertura pedológica, com

perfis verticais estudados dentro e fora das depressões, e suas correlações. Entender como essas

feições se relacionam com a evolução da couraça bauxítica pode ser um importante elemento na

evolução da paisagem do sudeste brasileiro.

5.2 MATERIAIS E MÉTODOS

5.2 Área de estudo

A área de estudo se localiza na região sudeste do Brasil próximo à divisa entre os estados de

Minas Gerais, Espírito Santo e Rio de Janeiro, municípios de Espera Feliz-MG e Dores do Rio Preto-

ES (Figura 5.1A). Ao norte da área, aproximadamente a 30 km, está situado o Pico da Bandeira, com

altitude de 2891 metros (Figura 5.1B). O clima da região é do tipo tropical de altitude, com verão

ameno e inverno frio com médias máximas de 25,3ºC e mínimas de 12,8ºC. A precipitação

pluviométrica anual é, em média, de 1.595mm. Geologicamente, a área se insere no domínio de rochas

charnockíticas com enclaves máficos do Complexo Juíz de Fora/Suíte do Caparaó (Horn, 2007;

Soares, 2013). De acordo com Soares (2013), o relevo da região é constituído por um antiforme (Serra


32

do Caparaó) com serras alongadas segundo a foliação principal NNE. Numa dessas serras, na

extremidade sul deste antiforme, ocorre um esporão onde se localiza a vertente estudada.

Figura 5.1- A) Mapa de localização que indica a área de estudo. B) Mapa de SRTM mostrando a localização da

área de estudo em relação ao Pico da Bandeira. C) Vertente com a localização das seções de GPR A, B e C e

posição dos perfis pedológicos N1, L1, L2, N2 e L3.


33

5.2.2 Levantamento geofísico por GPR

O levantamento geofísico foi realizado ao longo da vertente, em 3 seções A, B e C, de modo a

abranger duas depressões consecutivas, perfazendo um total de 92m (Figura 5.1C). Foi efetuado

através do método eletromagnético Ground Penetration Radar (GPR) com o uso do equipamento

Subsuperficie Interface Radar System (SIR-4000) fabricado pela Geophysical Survey Systems Inc.

(GSSI). O SIR-4000 é composto por um sistema de operação windows que consiste numa unidade de

controle digital (DC-2000) com um keypad, video VGA screen e um painel de controle que permite

observação em tempo real. A antena utilizada para esse levantamento foi a de frequência central de

400 MHz (modelo 5103) considerada de alta frequência que permite investigação em profundidade

máxima de penetração até 6 metros com uma boa resolução de acordo com as características ou

propriedades que constituem o solo. Para o levantamento foi considerada a constante dielétrica 3,

utilizada para solo argiloso seco. Os pós-processamento dos perfis gerados pelo GPR foram realizados

no software RADAN 7 TM

onde foram feitas a correção do tempo zero (time zero); a remoção do plano

de fundo (background removal), deconvolução, correção topográfica, aplicação de filtros e ajustes de

ganho para alcance (range gain).

5.2.3 Descrição macromorfológica dos horizontes pedológicos e coleta de

amostras

O levantamento sistemático da cobertura pedológica foi realizado por meio da abertura de 5

perfis com profundidade de 65, 200, 162, 75 e 214 cm (Figura 5.1C) distribuídas em uma vertente, de

montante para jusante, da seguinte forma: N1 (centro da depressão N1), L1 (topo convexo

imediatamente a jusante da depressão N1), L2 (lado de maior declividade imediatamente a jusante de

L1), N2 (centro da depressão N2) e L3 (perfil no talude a jusante da vertente). Em cada perfil foram

feitas descrições macromorfológicas de acordo com Lemos et al. (2013). As cores das amostras foram

obtidas pela Caderneta de Munsell (Munsell, 1975). No total, foram coletadas 20 amostras

deformadas, 7 amostras indeformadas de solo e 4 amostras de fragmentos de bauxita do horizonte C

de N1, N2, L2 e L3.

5.2.4 Caracterizações física, química, mineralógica e micromorfológica dos

horizontes pedológicos

A análise textural foi realizada no Laboratório de Análise de Solo Viçosa Ltda pelo

procedimento da EMBRAPA (1999). Após agitação lenta (16 horas), utilizando hexametafosfato de

sódio como dispersante, o silte e a argila foram determinados pelo método da pipeta, ao passo que a


34

areia grossa e fina foram separadas por peneiramento. As proporções de cada fração foram plotadas no

diagrama triangular para obtenção da classe textural.

Na análise química de rotina foram considerados elementos indicadores da fertilidade do solo

(EMBRAPA, 1999). Foram medidos o pH em H2O (solo:solução 1:2,5); os teores de P em mg/dm3

(Defelipo & Ribeiro, 1981); os teores de K, Ca, Mg e Al em cmolc/dm3; e a partir deles calculada a

soma de bases trocáveis (SB), a capacidade de troca catiônica efetiva (CTC(t)) e a pH7, CTC(T) em

cmolc/dm3 e os índices de saturação de bases (V) e de alumínio (m) em %. O teor de matéria orgânica

(MO) em g/kg foi medido pelo carbono orgânico total, obtido pelo método Walkley-Black,

multiplicado por 1,724.

A análise química total dos elementos Na, K, Mn, Mg, Ca, Fe, Al, Ti, P e Si, reportados em

óxidos (% em peso), foi realizada por Fluorescência de Raios-X (FRX) utilizando o aparelho Magix

PANalytical Philips com amostrador automático PW2540.

A análise mineralógica foi realizada no Laboratório de Difratometria de Raios-X (DRX) do

DEGEO/UFOP. O difratômetro utilizado é da marca Panalytical, modelo Empyrean com radiação

CuKα e potência 45KV e 40mA. O intervalo de varredura foi de 2 a 70°, com step de 0,02 °2θ e

contagem de 10’’/step. Os difratogramas foram interpretados no software X’Pert HighScore Plus e

através de padrões da literatura (Brindley & Brown, 1980).

Para a análise micromorfológica foram confeccionadas 4 lâminas delgadas de bauxita e 7 de

solo no Laboratório de Laminação do Departamento de Geologia da Universidade Federal de Ouro

Preto (DEGEO/UFOP). As amostras mais friáveis foram impregnadas a vácuo com resina de poliéster

Polilyte (Reforplás T208) pré-acelerada (Filizola & Gomes, 2004). O estudo micromorfológico foi

realizado em microscópios da marca Zeiss, modelo Axio Scope. A1, acoplado com câmera Zeiss

modelo AxioCam MRc5. Foram utilizadas as terminologias propostas por Stoops (2003).

5.3- RESULTADOS

Os radargramas apresentaram quatro regiões refletoras bem distintas para a cobertura

pedológica (Figura 5.2): i) região de baixa intensidade, até aproximadamente 50 cm de profundidade,

ocorrendo em toda a porção analisada; ii) duas regiões com refletores de intensidade baixa a

intermediária, nas profundidades entre 50 e 210 cm, apenas entre as depressões e; iii) região de alta

intensidade, ocorrendo a partir de 50 cm no interior das depressões e 200 cm nas demais posições da

vertente. Por vezes, a partir de 200 cm ocorrem pequenos “bolsões” de menor intensidade,

descontínuos e sem formar uma camada. Os comportamentos evidenciados pelo GPR foram

correlacionados com a descrição morfológica dos perfis de solo (Figura 5.1C e Tabela 5.1). As


35

menores intensidades de reflexão estão relacionadas com horizontes argilosos (A e B) e as maiores

intensidades coincidem com a presença da bauxita fragmentada (horizonte C).

Figura 5.2- A: Representação esquemática da vertente em estudo com as posições das seções de GPR.

Radargramas B, C e D obtidos através do levantamento geofísico.

O horizonte A perpassa toda a vertente. As maiores espessuras são encontradas no interior das

depressões, motivo pelo qual foram subdividos em A1 e A2 nessas posições (Figura 5.3A). De

maneira geral, esse horizonte possui coloração marrom escura (7.5YR3/4), consistência seca

ligeiramente dura e consistência molhada ligeiramente plástica a ligeiramente pegajosa. A consistência

úmida varia de pouco a muito friável. A estrutura inclui desde blocos angulares médios (15mm) e

grandes (30mm) a grânulos pequenos (1mm). São identificados, imersos na matriz argilosa,

fragmentos de bauxita que variam de 0,2 a 1,6 cm (Figura 5.3B).


36

Horiz. Prof.

(cm)

Granulometria

Classe

Textural

Cor

Úmida Cor Seca

Consistência Estrutura >2mm < 2mm (TFSA)

Cascalho Areia

grossa

Areia

fina Silte Argila

Relação

Silte/Argila

% g/kg Seco Úmido Molhado

N1 – NEOSSOLO LITÓLICO Húmico típico

A1 0-33 5,22 180 160 220 470 0,47 Argila 7.5YR3/4 7.5YR3/4 Ligeiramente

Dura Pouco Friável

Ligeiramente

Plástica

Moderada média a

grandes blocos angulares

A2 33-65 4,43 200 50 110 640 0,17 Muito

Argilosa 5YR3/2 7.5YR3/4

Ligeiramente

Dura Pouco Friável

Ligeiramente

Plástica

Moderada média a

grandes blocos angulares

C 65+ - - - - - - 7.5YR5/8 10YR3/4 Extremamente

Dura Muito firme -

Fragmentos de bauxita grandesou menos

fragmentada

L1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico húmico

A 0-32 1,91 330 90 90 490 0,18 Argila 7.5YR3/4 10YR5/6 Ligeiramente

Dura Friável

Ligeiramente Plástica

Fraca média grumos,

fraca pequena a média

grânulos

Bw1 32-94 1,57 250 90 70 590 0,12 Argila 7.5YR6/8 10YR4/6 Ligeiramente

Dura Friável Plástica

Fraca média a grandde

blocos angulares

Bw2 94-200+ 6,62 270 50 60 620 0,10 Muito

Argilosa 7.5YR6/8 10YR4/6

Ligeiramente Dura

Friável Plástica Fraca média a grandde

blocos angulares

L2 - LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico húmico


Dura Friável

Ligeiramente

Plástica

Moderada média a pequena blocos

subangulares


Dura Friável

Ligeiramente

Plástica

Moderada média a pequena blocos

subangulares

Bw2 96-136 4,08 210 60 100 630 0,16 Muito


Ligeiramente

Dura Friável

Ligeiramente

Plástica

Moderada média a grande blocos

subangulares

C 36-162+ 30,36 230 30 160 580 0,28 Argila

(matriz)

7.5YR3/4 (matriz) e

5YR4/6

(fragmentos de

bauxita)

10YR5/4

(matriz) 5YR5/8

(fragmentos

de bauxita)

Extremamente

Dura

Muito Firme

para fragmentos e

Friável para

matriz


(matriz)

Fragmentos de bauxita

grandes envolvidos por matriz argilosa com

fraca pequenos blocos

subangulares

N2 - NEOSSOLO LITÓLICO Húmico típico

A1 0-40 10,4 170 90 130 610 0,21 Muito


Ligeiramente

dura Muito Friável

Ligeiramente

Plástica

Fraca pequena grumos a

Fraca pequena grânulos

A2 40-55 9,81 140 180 120 560 0,21 Argila 7.5YR3/4 10YR4/4 Ligeiramente

dura Friável


Fraca pequena a média blocos subangulares

C 55-75+ 60,59 160 120 90 630 0,14

Muito

Argilosa

(matriz)

7.5YR3/4

(matriz) e 7.5YR5/8

(fragmentos de

10YR6/8

(fragmentos de bauxita)

10YR5/4

Extremamente dura

Muito Firme

para fragmentos e

Friável para

Ligeiramente

Plástica

(matriz)


médios a grandes envolvidos por matriz

argilosa com fraca

Tabela 5.1 – Atributos morfológicos e físicos (texturais) dos perfis estudados


37

bauxita) (matriz) Matriz pequena blocos

angulares a

subangulares



dura Firme

Ligeiramente

Plástica

Forte pequena a média

grumos

AB 29-83 3,74 240 50 80 630 0,13

Muito

Argilosa

7.5YR4/6 10YR6/6 Ligeiramente

dura Firme


Moderada média a

grande blocos

subangulares

Bw 83-125 6,58 250 40 60 650 0,09 Muito


Ligeiramente

dura Firme

Ligeiramente

Plástica

Fraca média a grandes

blocos angulares

BC 125-171 7,34 240 40 80 640 0,13 Muito

Argilosa

(matriz)


dura

Muito Firme

para fragmentos e

Firme para

Matriz

Plástica

Fragmentos de bauxita médios a grandes

envolvidos por matriz

argilosa com fraca pequena blocos

subangulares

C 171-214 - - - - - - 7.5YR5/8 7.5YR7/6 Extremamente

dura Muito Firme -

Fragmentos de bauxita grandes arredondados

envolvidos por matriz


38

Figura 5.3- A) Perfil N1 com os horizontes pedológicos A1, A2 e C. B) Imagem mostrando a variação de

tamanho dos fragmentos de bauxita encontrados em meio ao material argiloso dos horizontes pedológicos A1,

A2 e C. C) Matriz argilosa com estrutura em blocos angulares a subangulares em torno de fragmentos de bauxita

no horizonte C.

O horizonte Bw (por vezes subdividido em Bw1 e Bw2) ocorre apenas entre as depressões,

sendo inexistente no seu interior (Tabela 5.1). Possui coloração amarelo-avermelhada (7.5YR 6/8),

consistência seca ligeiramente dura, friável quando úmida e plástica a ligeiramente plástica quando

molhada. A estrutura é formada por blocos subangulares médios a grandes, que se desfazem em

grânulos, com fragmentos de bauxita em seu interior. O tamanho dos fragmentos varia 0,25 a 3,28 cm

no comprimento de maior eixo.

O horizonte C se caracteriza pela presença de fragmentos de bauxita entre 1,24 e 7,53 cm

(Figura 5.3B). Os fragmentos possuem coloração vermelho-amarelada (7.5YR5/8) a amarelo-

avermelhada (7.5YR7/6), são mais duros e ocorrem em maior quantidade que nos horizontes

superiores (A e/ou B). Entre os fragmentos ocorre uma matriz argilosa de coloração amarelo-

avermelhada (7.5YR 6/8), com estrutura em blocos angulares a subangulares de tamanho pequeno


39

1cm e com grau de desenvolvimento fraco (Figura 5.3C). Embora ocorra em profundidades

diferentes, estando mais próximo da superfície no interior das depressões, esse horizonte bauxítico

perpassa toda a vertente.

Em termos granulométricos, todos os horizontes são majoritariamente argilosos, por vezes

com textura muito argilosa, com mais de 60% de argila (Tabela 5.1). Quimicamente, todos os

horizontes são ácidos, com pH em H2O entre 4,3 e 5,0 (Tabela 5.2). Os baixos valores da soma de

bases trocáveis (SB), CTC efetiva (CTC(t)) e CTC potencial (CTC(T)) mostram que são muito

lixiviados, sendo classificados em hiperdistróficos em decorrência dos valores extremamente baixos (1

a 4%) da saturação por bases (V). Condições de fertilidade um pouco melhores são observadas no

horizonte A em razão do papel exercido pela matéria orgânica. Sobre os seus teores, a matéria

orgânica aumenta em direção à superfície (Tabela 5.2) e apresenta valores altos, inclusive no

horizonte Bw. Por tais razões, o horizonte organo-mineral A pode ser classificado como húmico em

toda a vertente (EMBRAPA, 2013). Acompanhando os altos teores de matéria orgânica, observa-se

valores igualmente altos para a saturação por alumínio (m), onde o Al3+

chega a ocupar 90% do

complexo sortivo. O P lábil é baixo corroborando com os valores encontrados nos solos oxídicos

brasileiros (Schaefer et al., 2004).

Na composição química total por FRX (Tabela 5.2), os teores de Al2O3 são altos em todos os

horizontes e nos fragmentos de bauxita. Os valores encontrados nos fragmentos do horizonte C são

maiores que no material argiloso em Bw e A. Ao contrário, os teores de SiO2 são maiores na matriz

argilosa do solo que nos fragmentos de bauxita. Os teores de Fe2O3 apresentam pouca variação e TiO2

possui o mesmo comportamento do silício. Os demais óxidos (CaO, MgO, Na2O, K2O e MnO),

apresentaram teores muito baixos ou inferiores ao limite de detecção, mesmo no horizonte C.

Análises de DRX foram realizadas para a caracterização da composição mineralógica dos

horizontes, dos fragmentos de bauxita e do material argiloso entre os fragmentos, tanto nos perfis do

interior das depressões (Figura 5.4) quanto entre elas (Figura 5.5). Em todos os horizontes argilosos e

na matriz entre os fragmentos foram identificados os minerais gibbsita, quartzo, goethita, caulinita,

hematita e anatásio. Os fragmentos bauxíticos do horizonte C e os pequenos fragmentos de bauxita

encontrados dispersos nos horizontes A e Bw apresentam os mesmos minerais dos horizontes

superiores, sendo a caulinita e o anatásio ausente em alguns fragmentos.


40

Análise de química (total e parcial) dos horizontes pedológicos dos perfis N1, N2, L1, L2 e L3. SB= soma de bases trocáveis; CTC(t) = capacidade de troca

catiônica efetiva; CTC(T) = capacidade de troca catiônica a ph7; V= índice de saturação de bases; m=índice de saturação de alumínio; MO=matéria orgânica; LOI=perda ao

fogo.

Perfil Horizonte Prof. H20 P K+ Ca2+ Mg2+ Al3+ H++ Al3+ SB CTC(t) CTC(T) V m MO SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 CaO MgO Na2O K2O MnO P2O5 LOI

Cm Ph mg/dm3 cmolc/dm3 % g/kg %

N1 A1 0-33 5,0 1,3 0,05 0,1 0,0 1,0 12,87 0,15 1,15 13,02 1 87 52,7 20,7 28,6 21,0 4,19 0,04 0,15 <0,1 0,01 0,04 0,246 24,2

A2 33-65 4,6 1,1 0,01 0,1 0,0 1,0 10,73 0,11 1,11 10,84 1 90 42,6 17,4 31,8 21,8 4,17 0,03 0,14 <0,1 0,02 0,04 0,263 23,4

C (fragmentos de bauxita) - - - - - - - - - - - - - - 2,44 41,8 25,2 4,98 0,02 0,19 <0,1 <0,01 0,05 0,436 24,5

N2

A1 0-40 4,8 2,3 0,04 0,4 0,0 1,5 13,04 0,44 1,94 13,48 3 77 52,77 23,6 27,3 19,5 2,41 0,06 0,14 <0,1 0,01 0,02 0,238 25,0

A2 40-55 4,8 1,8 0,02 0,2 0,0 1,2 10,40 0,22 1,42 10,62 2 85 48,2 23,0 29,2 20,5 2,38 0,04 <0,10 <0,1 0,01 0,02 0,235 23,3

C (matriz) 55-75+ 4,7 1,6 0,02 0,1 0,0 1,1 9,57 0,12 1,22 9,69 1 90 38,6 24,2 30,1 21,9 2,09 0,03 0,13 <0,1 0,02 0,04 0,242 20,9

C (fragmentos de bauxita) >75 - - - - - - - - - - - - - 16,5 36,0 24,4 0,96 0,03 0,11 <0,1 <0,01 0,03 0,129 21,8

L1

A 0-32 4,7 1,3 0,04 0,1 0,0 0,8 8,42 0,14 0,94 8,56 2 85 38,6 18,7 32,3 20,4 4,22 0,03 0,16 <0,1 0,01 0,03 0,185 23,02

Bw1 32-94 4,4 0,8 0,01 0,1 0.0 0,5 6,27 0,11 0,61 6,38 2 82 25,2 23,2 32,3 19,6 4,01 0,03 <0,10 <0,1 0,01 0,03 0,187 20,09

Bw2 94-200+ 4,7 1,0 0,01 0,1 0.0 0,0 2,64 0,11 0,11 2,75 4 0 15,5 18,0 35,8 20,9 4,16 0,02 0,15 <0,1 0,01 0,03 0,211 20,23

L2

A 0-55 4,5 1,5 0,03 0,1 0.0 1,0 8,42 0,13 1,13 8,55 2 88 39,9 19,9 31,6 21,0 3,29 0,03 0,12 <0,1 0,02 0,03 0,251 23,09

Bw1 55-96 4,7 1,0 0,02 0,1 0.0 0,5 8,25 0,12 0,62 8,37 1 81 33,5 19,1 32,1 22,2 3,26 0,03 0,13 <0,1 0,01 0,03 0,248 22,45

Bw2 96-136 4,4 1,3 0,01 0,1 0.0 0,8 8,42 0,11 0,91 8,53 1 88 33,5 19,0 32,2 22,3 3,19 0,03 0,15 <0,1 <0,01 0,03 0,259 21,68

C (matriz) 36-162+ 4,3 1,6 0,01 0,1 0.0 0,9 9,08 0,11 1,01 9,19 1 89 32,2 19,6 32,0 22,3 3,29 0,03 0,14 <0,1 0,01 0,02 0,284 21,25

C (fragmentos de bauxita) >162 - - - - - - - - - - - - - 4,83 44,4 20,4 2,59 0,02 0,16 <0,1 <0,01 0,03 0,383 26,34

L3

A 0-29 4,5 1,3 0,06 0,1 0,1 1,4 10,4 0,26 1,66 10,66 2 84 45,4 21,8 30,4 18,8 3,65 0,03 0,14 <0,1 0,02 0,03 0,21 23,82

ABw 29-83 4,5 1,0 0,01 0,1 0,0 0,5 6,27 0,11 0,61 6,38 2 82 24,0 21,1 33,5 19,5 3,4 0,03 0,16 <0,1 0,01 0,03 0,216 20,63

Bw 83-125 4,6 1,3 0,00 0,1 0,0 0,0 2,97 0,10 0,10 3,07 3 0 19,7 19,7 35,7 19,9 3,23 0,02 0,16 <0,1 0,02 0,02 0,239 20,26

BwC (matriz) 125-171+ 4,5 1,1 0,00 0,1 0,0 0,0 2,48 0,10 0,10 2,58 4 0 14,5 19,4 36,1 20,0 3,21 0,03 0,14 <0,1 0,01 0,02 0,226 19,77

C (fragmentos de bauxita) >171 - - - - - - - - - - - - - 13,0 49,6 9,37 1,15 0,03 0,17 <0,1 <0,01 <0,01 0,164 26,29


41

Figura 5.4- Difratogramas de Raios- X mostrando a constituição mineralógica dos horizontes pedológicos A1,

A2 e C do Neossolo. É importante notar o surgimento da caulinita na matriz argilosa que ocorre em torno dos

fragmentos de bauxita. Kln=caulinita, Gbs= gibbsita, Qtz= quartzo, Gt= goethita, Hem= hematita, Ant= anatásio.


42

Figura 5.5- Difratogramas de Raios- X mostrando a constituição mineralógicas dos horizontes pedológicos A,

Bw1, Bw2, e C do Latossolo. Nesta figura também é possível observar o aparecimento da caulinita na matriz

argilosa do horizonte C. Kln=caulinita, Gbs= gibbsita, Qtz= quartzo, Gt= goethita, Hem= hematita, Ant=

anatásio.

Micromorfologicamente ocorrem nos fragmentos de bauxita do horizonte C porções menos e

mais degradadas. As porções menos degradadas são constituídas por uma micromassa gibbsítica com

trama cristalítica (Figuras 5.6A, 5.6B e 5.6D) e as porções mais degradadas por uma micromassa

gibssito-caulinítica indiferenciada (Figuras 5.6A, 5.6B e 5.6C). Os grãos grossos do fundo matricial

são constituídos por quartzo e opacos, perfazendo 30% da lâmina. Os cristais de quartzo são anédricos,

angulosos, possuem extinção ondulante e ocorrem na fração areia grossa (0,5-1,0 mm) (Figura 5.6C).

Os cristais de opacos ocorrem na fração areia fina (125- 250µm) (Figura 5.6C). A distribuição

relativa entre grãos grossos e finos é do tipo porfírica. Os vazios apresentam-se majoritariamente na


43

forma de cavidades, que chegam a 3,5mm (comprimento do maior eixo) (Figura 5.6D). Ocorrem

também algumas vesículas (0,25mm) (Figura 5.6D).

Figura 5.6- Fotomicrografia dos fragmentos de bauxita do horizonte C. A) Regiões mais e menos degradadas

dos fragmentos de bauxita em LPP. B) Micromassa gibbsítica com trama cristalítica na região menos degradada

e micromassa gibbsito-caulinítica indiferenciada na região mais degradada em LPX. C) Fotomicrografia a LPP

dos cristais de quartzo na fração areia grossa e cristais de opacos na fração areia fina envolvidos por uma

micromassa gibssito-caulinítica. D) Vazio em forma de cavidade e algumas vesículas envolvidos por

micromassa gibbsítica, a LPP. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz polarizada cruzada, Qtz= quartzo, Op=

opacos.

O horizonte A possui microestrutura granular microagregada (Figura 5.7A), ocorrendo

também blocos subangulares fortemente desenvolvidos em algumas porções das lâminas (Figura

5.7B). Os vazios que predominam são do tipo empilhamento complexo, além de cavidades de até

3,25mm (maior comprimento do eixo) (Figura 5.7C). No interior dos agregados, o material grosso é

composto por grãos de quartzo com extinção ondulante, angulares a subangulares (Figura 5.7D) e na

fração predominante areia muito fina (63- 125µm), cristais de opacos na fração predominante areia

muito fina e raros cristais de zircão (Figura 5.7E) que correspondem a 30% do total. Também

ocorrem fragmentos de bauxita com 1,5 mm (Figura 5.7F). A micromassa possui coloração bruno-

escura (7,5YR3/4) (Figura 5.7A e 5.7B) a amarelo-avermelhada (7,5YR6/8) (Figura 5.7E) e possui

trama birrefringente do tipo pontilhada-mosqueada. Como pedofeições ocorrem nódulos típicos de

oxido-hidróxidos de ferro de coloração vermelha escura (Figura 5.7C) e nódulos orgânicos que

correspondem a 0,5% do total. Também estão presentes argilans (Figura 5.7G) e pedotúbulos (Figura

5.7H).


44

Figura 5.7- Fotomicrografias do horizonte A. A) Microestrutura granular microagregada de coloração bruno-

escura a LPP. B) Imagem que ilustra a LPP blocos angulares fortemente desenvolvidos de coloração bruno-

escura. C) Vazio do tipo empilhamento complexo entre os grânulos e alguns vazios em forma de cavidades a

LPP. No canto esquerdo inferior ocorre um nódulo típico de óxido-hidróxido de ferro. D) Cristal de quartzo a

LPX. E) Cristal de zircão a LPP envolvido em micromassa de coloração amarelo-avermelhada. F) Fragmento de

bauxita a LPX com cristais de quartzo em forma de ribbons. G) Imagem a LPP de argilans de coloração amarela

e vermelha. H) Pedotúbulo em meio a uma micromassa de coloração bruno-escura, em LPP. LPP= luz

polarizada plana, LPX= luz polarizada cruzada, Qtz= quartzo, Op= opacos.


45

O horizonte Bw é constituído por blocos subangulares moderadamente desenvolvidos (Figura

5.8A e 5.8B) e microagregados (Figura 5.8A e 5.8C). Os vazios predominantes são planares no

domínio dos blocos (Figura 5.8B) e de empilhamento complexo no domínio microagregado (Figura

8C). No fundo matricial, o material grosso é composto por grãos de quartzo na fração areia fina (125-

250µm), angulares a subangulares (Figura 5.8D e 5.8E) e cristais de opacos na fração areia fina

(Figura 5.8C). Tal como no horizonte organo-mineral, alguns cristais de quartzo apresentam fraturas

preenchidas por material fino (Figura 5.8D). A micromassa possui coloração vermelho-amarelada

(7,5YR6/8) e trama birrefringente pontilhada-mosqueada. A distribuição relativa no fundo matricial

entre o material grosso e a micromassa varia de porfírica (Figura 5.8E) a enaulica (Figura 5.8C). É

comum a presença de fragmentos de carvão como constituinte orgânico. As feições pedológicas mais

comuns são pedotúbulos (Figura 5.8F) e, secundariamente, nódulos (Figura 5.8E, 5.8G e 5.8H) e

argilans típicos. Os nódulos apresentam coloração vermelha escura e tamanhos de 2,5 mm, perfazendo

cerca de 0,5% da composição da lâmina. São classificados como nódulos típicos de oxido-hidróxidos

de ferro (Figura 5.8G). Há também nódulos orgânicos típicos (Figura 5.8H).

5.4 – DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

A classificação baseada em perfis verticais evidencia a presença de solos diferentes na

vertente. No interior das depressões, a organização morfológica dos horizontes (A/C) leva à

classificação de um NEOSSOLO LITÓLICO Húmico típico, ao passo que entre elas o horizonte Bw

caracteriza a presença do LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico húmico. Contudo, a

análise lateral subsidiada pelo uso do GPR e a interpretação conjunta dos atributos físicos, químicos,

mineralógicos e morfológicos revelam um sistema pedológico contínuo do topo a base da vertente

(Boulet et al.,1982). As diferenças morfológicas que levariam a considerar duas classes de solos são,

neste sentido, reflexo da própria evolução pedogeomorfológica da vertente. Essa evolução se dá em

dois momentos: i) formação de uma cobertura latossólica pela degradação da bauxita e ii)

transformação, parcial, da cobertura latossólica em neossólica por mecanismos morfogenéticos,

originando, concomitantemente, as depressões fechadas. Alguns argumentos que sustentam esses dois

momentos são destacados a seguir.

A presença de um horizonte de bauxita fragmentada ao longo de toda a vertente, cuja

proximidade da superfície ocorre apenas no interior das depressões, foi revelada pelas analises

geofísicas e confirmadas pela descrição morfológica. Nos radargramas, o aumento dos refletores bem

definidos em direção ao horizonte C está relacionado com uma mudança textural entre os horizontes

Bw e C, sustentada pelas análises granulométricas. Os fragmentos de bauxita de tamanhos maiores no

horizonte C caracteriza a presença de refletores bem definidos. Da mesma maneira, sua ausência nos

horizontes superiores (A e B) ocorre devida, principalmente, ao maior conteúdo de argila.


46

Figura 5.8- Fotomicrografias do horizonte Bw. A) Imagem a LPP de blocos subangulares moderadamente

desenvolvidos e microagregados de coloração vermelho-amarelada. B) Vazios do tipo planar em torno de blocos

subangulares moderadamente desenvolvidos, em LPP. C) Imagem a LPP de microagregados vermelho-

amarelados com vazios de empilhamento complexo. Também são observados cristais de opacos. D)

Fotomicrografia à LPX de um cristal de quartzo com extinção ondulante e fraturas preenchidas pelo material da

matriz. E) Nódulo típico de óxido-hidróxido de ferro em meio a micromassa vermelho-amarelada com cristais de

quartzo e opacos, em LPP. F) Presença de um pedotúbulo com microagregados em seu interior a LPP. A direita é

possível observar um fragmento de bauxita de 3,5 mm. G) Imagem a LPP de nódulo típico ferruginoso e

presença de cristais de quartzo e opacos angulosos. H) Nódulo orgânico envolto por cristais de opacos e quartzo,

em LPP. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz polarizada cruzada, Qtz= quartzo, Op= opacos.


47

Doolittle & Collins (1994) afirmam que a presença de argilas é um dos principais fatores que

influenciam na condutividade do solo, junto com a porosidade e grau de saturação de água, quantidade

e tipos de sais em solução e o espalhamento do sinal do radar. A capacidade de adsorção de água pela

argila promove uma atenuação do sinal do Georradar devido à grande condutividade elétrica, causando

a formação de refletores pouco definidos. Assim, a condutividade elevada do material argiloso

prejudica a penetração das ondas eletromagnéticas levando a reflexões fracas (Doolittle, 1987; Davis

& Annan, 1989). Até mesmo em algumas porções do horizonte C as reflexões mostraram-se fracas,

sugerindo a existência de bolsões argilosos que indicam que a degradação da bauxita é descontínua,

uma expressão macroscópica do que foi visualizado nas lâminas delgadas.

Acima da bauxita fragmentada ocorre um espesso pacote de argilas gibbsito-cauliníticas. A

origem desses horizontes (Bw e A) vincula-se tanto ao avanço vertical da degradação da bauxita

quanto à bioturbação promovida pelos organismos. Conforme proposto em diversos estudos, o

transporte de partículas finas por térmitas e saúvas é um importante mecanismo de geração dos

horizontes latossólicos, tendo a formação da estrutura microagregada como sua maior expressão

(Benayas & Pinto Ricardo, 1973; Verheye & Stoops, 1975; Garnier-Sillan et al., 1985; Eschenbrenner,

1986; Trapnell & Webster, 1986; Kooyman & Onk, 1987; Stoops, 1991; Jungerius et al., 1999; Nunes

et al., 2000; Schaefer, 2001; Schaefer et al., 2004; Reatto et al., 2009). Assim, a organização estrutural

em nível macro e microscópica sugere não só a degradação geoquímica da bauxita, mas também a

ocorrência de processos pedogenéticos posteriores responsáveis pela formação de uma cobertura

latossólica.

Atributos analíticos corroboram com a gênese da cobertura latossólica a partir da degradação

da bauxita. Destacam-se: - a presença de uma cobertura muito argilosa com fragmentos de bauxita no

seu interior, ficando menores e em menor quantidade nos horizontes superiores; - os elevados teores

de matéria orgânica contrastando com solos profundamente lixiviados e pobres em bases trocáveis; - a

saturação por alumínio correlacionada ao aumento do conteúdo de matéria orgânica, sugerindo sua

complexação; - a presença marcante da caulinita nos horizontes argilosos superiores em detrimento

dos horizontes bauxíticos na base dos perfis; - a presença de microestruturas associadas à degradação

dos fragmentos de bauxita e posterior formação de microestruturas pedoplasmadas, com destruição de

estruturas alteromórficas.

A degradação geoquímica da bauxita tem sido apresentada por diversos autores como

resultado de mudanças das condições ambientais, como o estabelecimento de condições mais ácidas e

úmidas no topsoil pela oscilação climática, do nível freático e por uma colonização vegetal de maior

porte. Essa degradação significa, em termos gerais, a desestabilização da gibbsita e a neoformação de

caulinita por causa da reincorporação de sílica. Esse processo é conhecido como ressilicificação

(Lacroix, 1913; 1934; Harrison, 1933; Van der Marel, 1960; Keller & Clarke, 1984) ou caulinitização

(Dangic, 1985) e tem sido considerado fundamental para explicar a gênese de espessos pacotes


48

argilosos em depósitos bauxíticos (Weber, 1959; Boulangé & Carvalho, 1989; Lucas, 1988; Varajão,

1988a ; Sigolo,1988) e como um processo pedogenético (Mateus et al., 2015 – submetido).

A transformação da cobertura pedológica está vinculada à gênese das depressões fechadas e

representa um importante indicador dessa. Diversos estudos sinalizam a origem dessas feições como

produto da lixiviação preferencial (Filizola & Boulet, 1995; Coelho Neto, 2003; Uagoda et al., 2006;

Alves, 2014). Nesse caso, são encontradas no seu interior coberturas pedológicas mais desenvolvidas

que o entorno (com saprolitos mais profundos e solum com maior diversificação de horizontes). Ao

contrário, na vertente em estudo, o interior das depressões apresenta o adelgaçamento da cobertura,

com um horizonte organo-mineral de aproximadamente 40 cm de espessura, sotoposto pelos

fragmentos de bauxita. Os atributos apresentados pelos perfis neossólicos confirmam sua associação

com porções residuais de antigos Latossolos, aparentemente removidos.

A composição química e mineralógica da cobertura no interior das depressões, onde é mais

delgada, não permite uma relação direta com as rochas charnockíticas da região. Caso a origem do

solo estivesse associada ao intemperismo dessas rochas, eram esperados maiores valores para todos os

indicadores de fertilidade, bem como a presença de minerais primários litorreliquiais como

plagioclásios e micas. Ao invés, o horizonte A, mesmo possuindo valores elevados de matéria

orgânica, é extremamente pobre, tendo sido classificado como hiperdistrófico. Microagregados são

igualmente observados, além de feições pedológicas que indicam bioturbação acentuada, como

pedotúbulos. Em termos taxonômicos, o acumulo de matéria orgânica e as cores brunadas levaram à

classificação dos horizontes argilosos como do tipo A, ao passo que as propriedades investigadas

reforçam sua relação com o material latossólico gerado a partir da bauxita (horizonte Bw). É provável

que o escurecimento da micromassa (brunificação) seja uma consequência direta da própria formação

da depressão, que passa a reter mais água e torna o ambiente acumulador de matéria orgânica.

Considerando que as depressões fechadas parecem demonstrar mais a atuação da remoção da

cobertura que do aprofundamento diferencial do manto de alteração por lixiviação diferencial, tanto a

formação da bauxita quanto sua transformação em solo devem ser compreendidas como etapas

precedentes. Sendo assim, situando a formação da bauxita na região no Mioceno Médio (Figura

5.9A), conforme apontam os estudos de Lopes (1987) e Soares et al. (2014), é provável que sua

degradação tenha ocorrido no Mioceno Superior (Figura 5.9B), concomitante ao estabelecimento de

condições climáticas mais úmidas e da expansão da floresta semidecidual na região. No Plioceno,

onde o clima torna-se árido a semi-árido, supõe-se que a cobertura pedológica teria sido parcialmente

removida (Figura 5.9C) por mecanismos cuja natureza necessita de pesquisas mais específicas para

ser discriminada. O clima árido combina-se com uma importante reativação tectônica no período.

Conforme Soares (2013) são reconhecidos na região diversos elementos na paisagem que corroboram

com a ocorrência de movimentos neotectônicos, como meandros abandonados suspensos e corredeiras

nos canais fluviais. Além disso, conforme Bricalli & Mello (2013), a presença constante de


49

lineamentos E-W e NW-SE em grande parte das áreas de depósitos cenozoicos no estado do Espirito

Santo pode estar relacionada a estruturas geradas em eventos de transcorrência destral E-W durante o

Pleistoceno-Holoceno, relacionando e reativando falhas destrais e normais de períodos tectônicos

anteriores.

Figura 5.9- Evolução da vertente do Mioceno ao Plioceno. A) Provável morfologia da vertente no médio

Mioceno onde teria ocorrido a formação da couraça bauxítica. B) No Mioceno Superior as condições climáticas

úmidas e quentes ainda possibilitavam o contínuo rebaixamento do charnockito dando espaço a geração da

couraça bauxítica e concomitante degradação dessa couraça formando o horizonte pedológico Bw. C) Remoção

da cobertura pedológica formando as feições côncavas através de movimentação de massa e reativação tectônica

no Plioceno.


50


51

CAPÍTULO 6

GÊNESE DA COBERTURA PEDOLÓGICA2

RESUMO

Esta pesquisa teve como objetivo estudar a origem da cobertura pedológica associada a depósitos de

bauxita que ocorrem na região sudeste do Brasil, especificamente em uma vertente situada próximo a

cidade de Espera Feliz/MG. Foram feitos três perfis nas regiões fora das concavidades que se

encontram nessa vertente e descritos os horizontes pedológicos. Nas amostras coletadas de cada

horizonte foram realizadas análises físicas, mineralógicas, geoquímicas e micromorfológicas. Conclui-

se que os solos presentes nessa vertente são LATOSSOLOS VERMELHO-AMARELO Distrófico

húmico e que os mesmo são originados da degradação da bauxita através do processo de

ressilicificação. A degradação da bauxita e o processo de ressilicificação foram provados através de

vários fatores: nas análises físicas foram observadas a presença de fragmentos de bauxita que

diminuem no sentido do horizonte C para o A; as análises de química de rotina mostrou a presença de

Al livre em direção ao horizonte A; nas análises mineralógicas foi observado um aumento da detecção

da caulinita em direção à superfície; o mapa microquímico mostrou um acúmulo de Si nas porções

mais degradadas da bauxita e a composição geoquímica total e o balanço de massa obtido a partir dela,

revelou um acréscimo no teor de SiO2 e um decréscimo no teor de Al2O3 na direção dos horizontes C

para o A.

Palavras-chave: bauxita, Latossolos, ressilicificação

ABSTRACT

This research aimed to study the origin of the soil cover associated with bauxite deposits that occur in

southeastern Brazil, specifically in a slope located near the Espera Feliz city, Minas Gerais state. Three

profiles were made in regions outside of dimples that are along these slope. The pedological horizons

been described and samples from each horizon collected and conducted to physical, mineralogical,

geochemical and micromorphological analyses. It is concluded that the soils present along these slope

are Humic Ferrasols and that the same originate from bauxite degradation through resilicification

process. The degradation of bauxite and resilicification process was proven by several factors: in the

physical analyzes were observed the presence of bauxite fragments which decrease towards the C to A

horizon; the routine chemical analysis showed the presence of free Al toward the horizon; the

mineralogical analyzes were observed an increase in the detection of kaolinite towards the surface; the

microchemical map showed an accumulation of Si in the most degraded region of bauxite and total

geochemical composition and the mass balance obtained from it, he revealed an increase in the SiO2

content and a decrease in the Al2O3 content toward the horizons C to A.

Key words: bauxite, Ferrasols, resilicification

2 Artigo submetido para a Revista Geoderma Regional com o título “Genesis of soils from aluminous duricrust

southeastern Brazil: resilicification as a soil forming process.”


52

6.1- INTRODUÇÃO

Os depósitos de bauxita na região sudeste do Brasil ocorrem na direção NNE, abrangendo as

Serras da Mantiqueira e Caparaó, associadas, respectivamente, a gnaisses (Valeton & Melfi, 1988;

Valeton et al., 1991; Beissner et al., 1997; Lopes & Carvalho, 1998) e rochas granulíticas (Soares,

2013; Soares et al., 2014). Estudos conduzidos por diversos autores na Serra do Caparaó, localizada na

divisa entre Minas Gerais e Espírito Santo (Figura 6.1), mostraram que a gênese da bauxita na área

está relacionada ao intemperismo de charnockitos. Indicadores mineralógicos, micromorfológicos e

geoquímicos revelaram que o processo de alteração ocorreu em diferentes estágios, de acordo com a

ordem de estabilidade dos minerais, caracterizando a formação de alguns horizontes isalteríticos que

explicam o processo de bauxitização na Serra do Caparaó. Em termos morfológicos, as bauxitas estão

localizadas em vertentes íngremes, entre 700 e 1.100 metros de altitude e estão sempre sobrepostas por

uma cobertura latossólica. Embora os estudos de Soares 2013, Soares et al. (2014) tenham esclarecido

importantes aspectos sobre a gênese dessa bauxita, pouco foi abordado sobre a cobertura pedológica

que ocorre nestas vertentes.

Diversos modelos de perfis lateríticos aluminosos postulam que as fácies endurecidas de

bauxita, fragmentadas ou maciças, situam-se abaixo de horizontes pedológicos friáveis que, por sua

vez, constituem o sólum (Groke et al., 1980). Embora alguns autores interpretem a gênese desses

horizontes como sendo concomitante à formação da couraça, a maioria entende que eles são produtos

da degradação geoquímica da bauxita a partir de mudanças climáticas e da instalação de uma cobertura

vegetal de maior porte (Lucas et al., 1993). Nesses termos, a pedogênese ocorre sobre um material já

bastante intemperizado, e não diretamente sobre a rocha fresca.

A ressilicificação é um dos principais processos associados à degradação da couraça bauxítica

(Lacroix, 1913 e 1934; Harrison, 1933; Van der Marel, 1960; Keller & Clarke, 1984). Trata-se da

reincorporação de sílica no sistema pedológico, desestabilizando alguns minerais existentes, como a

gibbsita, e neoformando outros, como a caulinita (Van der Marel, 1960; Tewari, 1963; Aleva, 1965;

Valenton, 1974; Bocquier et al., 1982; Boulangé & Bocquier, 1983; Boulangé , 1984; Sígolo &

Boulangé, 1987; Boulangé & Carvalho et al., 1989 ; Lucas et al., 1997; Varajão et al., 1989b e 1990 e

Oliveira et al., 2013). Mesmo que tenha sido reportada como um processo comum na evolução de

muitos depósitos bauxíticos, a ressilicificação foi pouco abordada como um processo formador de

solos.

Considerando a expressiva distribuição da cobertura pedológica nos depósitos do sudeste do

Brasil, este estudo objetivou investigar a gênese dessa cobertura, enfatizando as transformações

morfológicas, mineralógicas e geoquímicas envolvidas. Esse estudo é de fundamental importância

para a exploração da bauxita na região e em áreas afins.


53

Figura 6.1- Mapas de localização e acesso da área de estudo. A) Principais vias de acesso sobre as cidades de

Espera Feliz- MG e Dores do Rio Preto- ES. B) Localização da vertente a sul do Pico da Bandeira sobre imagem

Aster. C) Imagem da vertente mostrando as regiões onde foram feitos os perfis e a descrição dos horizontes e

profundidades dos perfis L1, L2 e L3.

6.2- MATERIAIS E MÉTODOS

6.2.1- Área de estudo

O estudo foi realizado na cobertura pedológica de uma vertente localizada na divisa entre os

estados de Minas Gerais e Espírito Santo, mais especificamente entre os municípios de Espera Feliz e

Dores do Rio Preto (Figura 6.1A). Ao norte da área, cerca de 30 km, está situado o Parque Nacional

do Caparaó, que possui o terceiro ponto mais alto do Brasil (Figura 6.1B), com 2891m (Pico da

Bandeira). Geologicamente, a área se insere no domínio de rochas granulíticas com enclaves máficos

do Complexo Juíz de Fora/Suíte do Caparaó (Horn, 2007; Soares, 2013). Segundo Soares et al. (2014),

o relevo da região é constituído por uma antiforme (Serra do Caparaó) com serras alongadas segundo a

foliação principal NNE.


54

6.2.2- Amostragem do solo

Para o estudo da cobertura pedológica foi efetuada a abertura de três perfis localizados na alta

(L1), média (L2) e baixa (L3) vertente com profundidades de 200, 162 e 214 cm, respectivamente

(Figura 6.1C). Em cada perfil foram feitas descrições macromorfológicas conforme Lemos et al.

(2013). A cor dos horizontes foi obtida pela tabela de cores de Munsell (Munsell, 1975) e os perfis

foram classificados de acordo com o Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (EMBRAPA, 2013).

No total, foram coletadas 11 amostras deformadas e sete amostras indeformadas para estudos físicos,

químicos, mineralógicos e micromorfológicos.

6.2.3- Análises físicas, químicas e mineralógicas

Nas amostras de solo foram analisadas propriedades físicas, químicas e mineralógicas. O

tamanho das partículas foi determinado usando métodos adaptados pela EMBRAPA (1997). Após

agitação lenta (16 horas), utilizando hexametafosfato de sódio como dispersante, o silte e a argila

foram determinados pelo método da pipeta, ao passo que a areia grossa e fina foram separadas por

peneiramento. As proporções de cada fração foram plotadas no diagrama para obtenção da classe

textural.

O pH em água foi medido pelo método potenciométrico em suspensão com relação

solo:solução igual a 1:2,5. O Cálcio e magnésio trocáveis foram extraídos com KCl 1 mol/L em pH

7,0, e dosados através do espectrofotômetro de absorção atômica. Potássio e sódio trocáveis foram

extraídos com solução de HCl 0,05 mol/L e H2SO4 0,025 mol/L (Mehlich 1), sendo dosados pelo

espectrofotômetro de emissão de chama. O Alumínio trocável foi extraído com KCl 1 mol/L,

determinado por titulação com NaOH 0,025 mol/L. Acidez extraível (H+ + AL

3+) foi extraída com

acetato de cálcio 0,5 mol/L ajustada a pH 7,0 e determinada por titulação com NaOH 0,06 mol/L. O

fósforo foi extraído com Mehlich -1 e determinado pelo espectrofotômetro de absorção molecular

(Colorimetria). O carbono orgânico foi determinado pelo método de Walkley-Black e a matéria

orgânica estimada pela equação: Carbono Orgânico x 1,724, reportada em dag/kg.

A composição química total foi realizada usando Fluorescência de Raios-X (FRX – Magix

Espectrômetro PANalytical Philips com um autoamostrador PW2540). Os seguintes elementos foram

analisados: Na, K, Mn, Mg, Ca, Fe, Al, Ti, P e Si, e a quantidade de óxidos foram reportados em

porcentagem por peso. Esses valores foram utlizados no cálculo de balanço de massa de acordo com

Millot &Bonifas (1955). Foi realizado o cálculo iso-Ti, considerando ser o titânio um elemento menos

móvel no sistema de alteração, para predizer as relações entre perdas e ganhos geoquímicos na

evolução da cobertura pedológica. A análise da densidade aparente, necessária para o calculo iso-Ti,

foi determinada em blocos de solo parafinados, também conforme sugestões de Millot &Bonifas

(1955).


55

A composição mineralógica foi obtida por Difração de Raios-X (DRX) usando o difratômetro

Empyrean Panalytical com radiação CuKα em intervalo de 2° to 70° 2, step de 0,02 °2θ e contagem

de 10’’/step. Os difratogramas foram interpretados usando o software HighScore X'Pert Plus e através

de padrões da literatura (Brindley & Brown, 1980).

6.2.4- Descrição micromorfológica

Para a descrição micromorfológica foram confeccionadas lâminas delgadas de 11 amostras,

sendo três fragmentos de bauxita e oito dos horizontes pedológicos. As amostras friáveis foram

impregnadas a vácuo com resina de poliéster Polilyte (Reforplás T208) (Filizola & Gomes, 2004). O

estudo micromorfológico foi realizado em microscópios modelo Zeiss com câmera acoplada,

utilizando terminologias propostas por Stoops (2003).

As análises microquímicas por EDS foram obtidas através da Microscopia Eletrônica de

Varredura (MEV) utilizando o equipamento da marca JEOL, modelo JSM-5510. A amostra foi

recoberta com filme metálico de carbono e as condições de leitura foram de 20kV de aceleração. Os

elementos considerados foram Si, Al, Fe e Ti, sendo os teores reportados em óxidos (% em peso).

6.3- RESULTADOS

6.3.1- Aspectos macromorfológicos

Os aspectos macromorfológicos dos perfis analisados são apresentados na Tabela 6.1. Todos

os solos descritos são profundos e apresentam morfologia semelhante. São compostos pelos horizontes

A, Bw e C, com ou sem horizontes transicionais entre esses. Exceção ocorre em L1, que não atingiu o

horizonte C. O horizonte A apresenta coloração bruno-escura (7.5YR3/4) e o horizonte Bw amarelo-

avermelhada (7.5YR 6/8). Em todos os horizontes ocorrem fragmentos de bauxita que são maiores,

mais angulosos e em maior quantidade na base do perfil (Figura 6.2). O tamanho dos fragmentos

varia de 7,9 a 13,7 cm no horizonte C, 0,25 a 3,5 cm no horizonte Bw e 0,2 a 1,7 cm no horizonte A.

De maneira geral, os fragmentos apresentam coloração vermelho-amarelada (5YR4/6) a amarelo-

avermelhada (7.5YR7/6).


56

Tabela 6.1- Descrição macromorfológica e atributos físicos (texturais) dos perfis L1, L2 e L3

Horiz. Prof.

(cm)

Granulometria

Classe

Textural

Cor

Úmida Cor Seca

Consistência Estrutura

>2mm < 2mm (TFSA)

Cascalho Areia

grossa

Areia

fina Silte Argila

Relação

Silte/Argila

% g/kg Seco Úmido Molhado



Dura

Friável Ligeiramente

Plástica

Fraca média grumos,

fraca pequena a média grânulos


Dura


blocos angulares Bw2 94-200+ 6,62 270 50 60 620 0,10 Muito Argilosa 7.5YR6/8 10YR4/6 Ligeiramente

Dura


blocos angulares



Dura


Plástica

Moderada média a

pequena blocos subangulares


Dura


Plástica

Moderada média a


Bw2 96-136 4,08 210 60 100 630 0,16 Muito Argilosa 7.5YR6/8 10YR5/4 Ligeiramente

Dura


Plástica

Moderada média a

grande blocos subangulares

C 36-162+ 30,36 230 30 160 580 0,28 Argila (matriz)

7.5YR3/4 (matriz) e

5YR4/6


10YR5/4 (matriz)

5YR5/8


Extremamente Dura

Muito Firme para

fragmentos e

Friável para matriz


(matriz)

Fragmentos de bauxita grandes envolvidos por

matriz argilosa com

fraca pequenos blocos subangulares



dura

Firme Ligeiramente

Plástica

Forte pequena a média

grumos

AB 29-83 3,74 240 50 80 630 0,13 Muito Argilosa

7.5YR4/6 10YR6/6 Ligeiramente dura

Firme Ligeiramente Plástica

Moderada média a grande blocos

subangulares

Bw 83-125 6,58 250 40 60 650 0,09 Muito Argilosa 7.5YR6/8 10YR6/6 Ligeiramente dura

Firme Ligeiramente Plástica

Fraca média a grandes blocos angulares

BC 125-171 7,34 240 40 80 640 0,13 Muito Argilosa

(matriz)


dura

Muito Firme

para fragmentos e

Firme para

Matriz

Plástica Fragmentos de bauxita

médios a grandes envolvidos por matriz

argilosa com fraca


C 171-214

- - - -

- -

7.5YR5/8 7.5YR7/6 Extremamente

dura

Muito Firme

-


grandes arredondados envolvidos por matriz


57

Figura 6.2- Horizonte C do perfil L3 com presença de fragmentos de bauxita envolvidos pela matriz. Ao lado,

fragmentos acima de 0,2 cm nos horizontes C, Bw e A.

Os agregados no horizonte A ocorrem na forma de grumos e grânulos pequenos (1 mm) a

médios (4 mm), possuindo grau de desenvolvimento muito variável, de fraco a forte (Lemos et al.,

2013). No horizonte Bw os agregados são de tamanho médio (15 mm) a grande (30 mm), e ocorrem

no formato de blocos subangulares com fraco grau de desenvolvimento. Foram encontrados

fragmentos de bauxita no interior dos agregados. No horizonte C, os fragmentos de bauxita estão

separados entre si por uma matriz argilosa agregada em pequenos blocos subangulares (7 mm).

Em todos os perfis a consistência seca nos horizontes A e Bw é ligeiramente dura. A

consistência úmida varia de friável em L1 e L2 e firme em L3. A consistência molhada é ligeiramente

plástica nos horizontes A, plástica a ligeiramente plástica nos horizontes Bw.

6.3.2- Atributos físicos e químicos

Em todos os perfis predomina a fração argila (Tabela 6.1). O horizonte A possui textura

argilosa e o horizonte Bw é argiloso a muito argiloso, com mais de 600 g de argila por quilograma de

solo. No horizonte C, a matriz que envolve os fragmentos de bauxita também é argilosa a muito

argilosa. A relação silte/argila mostra um leve aumento do conteúdo de silte em direção ao topo dos

perfis, o que sugere progressivo intemperismo de minerais na fração areia para a fração silte, como

quartzo e opacos (anatásio).

Os cálculos de densidade aparente (DA) (Tabela 6.3) realizados nos fragmentos de bauxita do

horizonte C dos perfis L2 e L3 e nas amostras indeformadas do horizonte Bw dos perfis L1 e L3

indicaram valores médios de densidade muito próximos, sendo 1,01g/cm3 para os fragmentos e

1,02g/cm3 para o solo.


58

Todos os perfis apresentam solos ácidos com pH em H2O entre 4,4 e 4,7 (Tabela 6.2). Os

valores de soma de bases trocáveis (SB), CTC efetiva (CTC (t)) e CTC potencial (CTC(T)) são muito

baixos, evidenciando solos muito lixiviados. Um sutil aumento é verificado no horizonte A, mostrando

a influência da matéria orgânica na fertilidade da camada superficial.

A saturação por bases (V) ocorre sempre abaixo de 50%, caracterizando os três perfis como

distróficos. O conteúdo de alumínio adsorvido ao complexo de troca não é alto (maior valor

encontrado no horizonte A de L3 = 1,4 cmolc.kg-1

) chegando, inclusive, a zero em alguns horizontes.

Contudo, como os valores de bases trocáveis (K, Ca, Mg) são ainda mais baixos, o alumínio satura em

mais de 80% o complexo de troca. Embora a ausência de bases trocáveis e a alta saturação por

alumínio sejam indicativos de intemperismo avançado, não é possível atribuir caráter ácrico

(EMBRAPA, 2013).

De maneira geral, os valores de P disponível são baixos, tal como observado na maioria dos

solos oxídicos brasileiros (Schaefer et al., 2004). O teor de matéria orgânica (MO) aumenta em

direção à superfície (Tabela 6.2). Considerando o conteúdo de matéria orgânica, os teores encontrados

são altos e perfazem as condições para enquadramento do horizonte A dos três perfis como húmico

(EMBRAPA, 2013).

A composição química total por FRX mostra altos teores de Al2O3 tanto nas amostras da

matriz dos horizontes quanto nos fragmentos de bauxita (Tabela 6.3). Os teores nos fragmentos do

horizonte C são sempre maiores que 40%, ao passo que na matriz que envolve esses fragmentos e que

constitui o principal componente do solo dos horizontes A e B, variam entre 30 a 32%. Os teores de

SiO2 são maiores na matriz argilosa do solo que nos fragmentos de bauxita e os teores de Fe2O3 são

similares, exceto no fragmento do perfil L3. Essa diferença no teor em Fe2O3 poderia ser atribuída aos

níveis de maior concentração de ferromagnesianos em enclaves máficos no charnockito, rocha que deu

origem a bauxita (Soares, 2013; Soares et al. 2014). Considerando os solos tropicais (Ker, 1999), os

teores de TiO2 podem ser considerados altos e acompanham o comportamento do alumínio. Os demais

óxidos (CaO, MgO, Na2O, K2O e MnO), apresentaram teores muito baixos ou inferiores ao limite de

detecção, mesmo no horizonte C.


59

Tabela 6.2- Atributos químicos (química parcial ou fertilidade) dos perfis L1, L2 e L3. SB= soma de bases trocáveis; CTC(t)= capacidade de troca catiônica

efetiva; CTC(T)= capacidade de troca catiônica a pH7; V= índice de saturação de bases; m=índice de saturação de alumínio; MO=matéria orgânica.

Hor.

Prof. pH P K+ Ca2+ Mg2+ Al3+ H++ Al3+ SB CTC(t) CTC(T) V m MO

cm H20 mg/dm3 cmolc/dm3 % g/kg


A 0-32 4,7 1,3 17 0,1 0,0 0,8 8,42 0,14 0,14 8,56 2 85 38,6

Bw1 32-94 4,4 0,8 4 0,1 0,0 0,5 6,27 0,11 0,11 6,38 2 82 25,2

Bw2 94-200+ 4,7 1,0 2 0,1 0,0 0,0 2,64 0,11 0,11 2,75 4 0 15,5


A 0-55 4,5 1,5 13 0,1 0,0 1,0 8,42 0,13 0,13 8,55 2 88 39,9

Bw1 55-96 4,7 1,0 8 0,1 0,0 0,5 8,25 0,12 0,62 8,37 1 81 33,5

Bw2 96-136 4,4 1,3 3 0,1 0,0 0,8 8,42 0,11 0,91 8,53 1 88 33,5

C 36-162+ 4,3 1,6 2 0,1 0,0 0,9 9,08 0,11 1,01 9,19 1 89 32,2


A 0-29 4,5 1,3 24 0,1 0,1 1,4 10,40 0,26 1,66 10,66 2 84 45,4

AB 29-83 4,5 1,0 3 0,1 0,0 0,5 6,27 0,11 0,61 6,38 2 82 24,0

Bw 83-125 4,6 1,3 0 0,1 0,0 0,0 2,97 0,10 0,10 3,07 3 0 19,7

BC 125-171 4,5 1,1 0 0,1 0,0 0,0 2,48 0,10 0,10 2,58 4 0 145


60

Tabela 6.3- FRX (química total) dos perfis L1, L2 e L3 Prof. Horizons SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 CaO MgO Na2O K2O MnO P2O5 LOI

% % % % % % % % % % %

A 18,7 32,3 20,4 4,22 0,03 0,16 <0,1 0,01 0,03 0,185 23,02

L1 Bw1 23,2 32,3 19,6 4,01 0,03 <0,10 <0,1 0,01 0,03 0,187 20,09

Bw2 18,0 35,8 20,9 4,16 0,02 0,15 <0,1 0,01 0,03 0,211 20,23

A 19,9 31,6 21,0 3,29 0,03 0,12 <0,1 0,02 0,03 0,251 23,09

Bw1 19,1 32,1 22,2 3,26 0,03 0,13 <0,1 0,01 0,03 0,248 22,45

L2 Bw2 19,0 32,2 22,3 3,19 0,03 0,15 <0,1 <0,01 0,03 0,259 21,68

C (matriz) 19,6 32,0 22,3 3,29 0,03 0,14 <0,1 0,01 0,02 0,284 21,25

C (fragmento de bauxita) 4,83 44,4 20,4 2,59 0,02 0,16 <0,1 <0,01 0,03 0,383 26,34

A 21,8 30,4 18,8 3,65 0,03 0,14 <0,1 0,02 0,03 0,21 23,82

ABw 21,1 33,5 19,5 3,4 0,03 0,16 <0,1 0,01 0,03 0,216 20,63

L3 Bw 19,7 35,7 19,9 3,23 0,02 0,16 <0,1 0,02 0,02 0,239 20,26

BwC 19,4 36,1 20,0 3,21 0,03 0,14 <0,1 0,01 0,02 0,226 19,77

C (fragmento de bauxita) 13,0 49,6 9,37 1,15 0,03 0,17 <0,1 <0,01 <0,01 0,164 26,29

6.3.3- Mineralogia

As análises por DRX revelaram a presença de gibbsita, quartzo, goethita, caulinita, hematita e

anatásio nos horizontes A, Bw e matriz de C em todos os perfis (Figura 6.3). Os fragmentos

bauxíticos também apresentaram gibbsita, quartzo, hematita e goethita (Figura 6.3- horizonte C). A

caulinita e o anatásio foram identificados em apenas alguns fragmentos, estando ausente na maioria

dos difratogramas. Comparativamente, a intensidade de reflexão da gibbsita diminuiu na comparação

entre os fragmentos de bauxita e o solo, bem como houve uma expressiva melhoria na reflexão do

quartzo.


61

Figura 6.3- Difratogramas mostrando a composição mineralógica dos horizontes C, B e A. É importante

observar o aparecimento do pico da caulinita a partir da matriz argilosa presente em torno dos fragmentos de

bauxita. Kln= caulinita, Gbs= gibbsita, Qtz= quartzo, Gt= goethita, Hem= hematita.


62

6.3.4- Micropedologia

Os fragmentos de bauxita no horizonte C são heterogêneos, com zonas mais e menos

degradadas em seu interior. As regiões menos degradadas são constituídas por micromassa gibbsítica

com b-fabrica cristalítica (Figuras 6.4A e 6.4B). Em algumas porções, a micromassa possui coloração

amarelada e avermelhada, indicando percolação e precipitação de hidróxidos de ferro (Figura 6.4C).

Também ocorrem alteromorfos ferromagnesianos constituídos por goethita nos planos de clivagem,

geralmente preenchidos por gibbsita microcristalina (Figura 6.4C). Alguns fragmentos apresentaram a

mesma orientação bandada do material de origem da bauxita (charnockito), representando os níveis

isalteríticos descritos por Soares et al. (2014) (Figura 6.4A). As porções mais degradadas dos

fragmentos localizados no horizonte C são constituídas por micromassa gibssito-caulinítica com trama

birrefrigente indiferenciada e coloração amarel0-avermelhada (7,5YR6/8) (Figuras 6.4D, 6.4E e

6.4F).

A matriz que envolve os fragmentos de bauxita menos e mais degradados apresenta uma

macromassa constituída por quartzo, opacos e raros cristais de zircão. Os cristais de quartzo são

anédricos, angulosos, com extinção ondulante e se apresentam na fração areia grossa (Figura 6.4C).

Os cristais de opacos e o zircão perfazem 5% da composição modal e ocorrem na fração areia fina. A

distribuição relativa entre grãos grosseiros e finos é do tipo porfírica. A microestrutura predominante é

do tipo maciça (Figura 6.4G), ocorrendo, também, blocos subarredondados (Figura 6.4H). Os vazios

apresentam-se majoritariamente na forma de cavidades (Figura 6.4H), que chegam a 3,5mm

(comprimento do maior eixo). Ocorrem também vesículas (0,25mm).

O mapa microquímico do contato entre as porções mais degradadas e menos degradadas dos

fragmentos de bauxita mostram um aumento de sílica em direção à porção mais degradada e o

decréscimo em Al (Figuras 6.5A). Essa relação também é observada através da composição química

pontual (Figuras 6.5B) e linear (Figuras 6.5C) onde as análises evidenciam que na porção mais

degradada os picos de Si são maiores, ao passo que as porções menos degradadas apresentam espectro

em que o pico do Al é maior que o do Si.


63

Figura 6.4- Fotomicrografia de fragmentos de bauxita do horizonte C. A) Imagem a LPX na porção esquerda e a

LPP na porção direita de fragmento de bauxita menos degradado com cristais de quatzo em forma de ribbons e

micromassa gibbsítica. B) Micromassa gibbsítica com b-fabrica cristalítica a LPX. C) Fragmento de bauxita

menos degradado a LPX com alteromorfos e região vermelho amarelada próxima aos altermorfos. D) Imagem a

LPX na porção esquerda e a LPP na porção direita de fragmento de bauxita com região menos e mais degradada.

A região mais degradada apresenta micromassa gibbsito-caulinítica. Também ocorre fragmentos de quartzo

fraturados. E) Fragmento de bauxita com regiões mais e menos degradadas com cristais de quartzo em LPP. F)

Fragmento de bauxita a LPX apresentando micromassa gibbsito- caulinítica nas porções mais degradadas e

micromassa gibbsítica com b-fábrica cristalítica nas regiões menos degradadas. G) Imagem a LPX na porção

esquerda e a LPP na porção direita de microestrutura mássica de coloração vermelho-amarelada na matriz que

envolve fragmentos de bauxita. H) Em LPP, blocos subarredondados na matriz que envolve os fragmentos de

bauxita. Também é possível observar vazios em forma de cavidades. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz

polarizada cruzada, Qtz= quartzo.


64

Figura 6.5- Análise microquímica por MEV de fragmentos de bauxita com porções mais e menos degradadas.

A) Mapa microquímico mostrando o aumento na quantidade de silício em direção a região mais degradada da

bauxita. B) Análise pontual mostrando o pico de silício aumentando em direção a região mais degradada. É

importante observar o aumento do pico de silício e o desaparecimento do pico do Al em do ponto 3 ao 2. C)

Análise linear mostrando o aumento do Si e a diminuição do AL em direção a região mais degradada.


65

Micromorfologicamente, o horizonte Bw é muito semelhante em todos os perfis. A

microestrutura é formada por blocos subangulares moderadamente separados e moderadamente

desenvolvidos, acomodados a parcialmente acomodados (Figuras 6.6A e 6.6B). Ocorre também

microestrutura microagregada, constituída por peds arredondados fortemente separados (Figuras

6.6B, 6.6C e 6.6D). Os vazios predominantes são do tipo fissurais de empilhamento composto no

domínio dos blocos, e de empilhamento complexo no domínio microagregado.

O material grosso do fundo matricial é composto por grãos de quartzo na fração areia fina

(100µm) com extinção ondulante, angulares a subangulares (Figuras 6.6D e 6.6E) e cristais de opacos

na fração e areia média (150µm). Juntos, os grãos grossos perfazem aproximadamente 30% do fundo

matricial. Alguns cristais de quartzo apresentam-se com fraturas preenchidas pelo material da

micromassa. Na base do horizonte Bw (Bw2) ocorrem fragmentos de bauxita de até 450 µm que

apresentam ribbons de quartzo semelhantes àqueles descritos no horizonte C e na bauxita isalterítica

apresentada por Soares (2013) e Soares et al. (2014) (Figura 6.6F). Na porção superior do horizonte

Bw, os fragmentos são raros e menores, variando entre 2,5 a 4,0 mm no comprimento do maior eixo.

No total, esses fragmentos não perfazem mais que 0,5% do total da lâmina e pode, conforme Stoops

(2003), serem incluídos como material grosso.

A micromassa na base (Bw2) e no topo (Bw1) do horizonte Bw possui coloração amarelo-

avermelhada (7,5YR6/8) e b-fábrica pontilhada-mosqueada. A distribuição relativa no fundo matricial

entre o material grosso e a micromassa ocorre de duas maneiras. Primeiro, há uma trama do tipo

porfírica em que os cristais de quarzto estão imersos no material fino, internamente aos agregados

(Figura 6.6E). Segundo, há uma trama do tipo enaulica, em que houve uma separação entre o material

fino e grosseiro e o material fino aparece microagregado e indissociado dos cristais de quartzo

(Figuras 6.6D, 6.6E e 6.6H). Nesse segundo caso, é comum a presença de fragmentos de carvão na

micromassa como constituinte orgânico.

As pedofeições mais comuns são infillings (Figuras 6.6G), e, secundariamente, nódulos

(Figuras 6.6A e 6.6H) e argilans. Os infillings formam como resultado da atividade biológica e

evidenciam o papel da atividade biológica na estruturação e porosidade dos solos analisados. Os

nódulos apresentam coloração vermelha escura e tamanhos de 1mm a 2,5 mm, perfazendo cerca de

0,5% da composição da lâmina. São classificados como nódulos típicos de oxido-hidróxidos de ferro.

Há também nódulos orgânicos típicos. Os argilans são pouco comuns e estão reduzidos a pequenas

porções das lâminas, sendo classificados como argilans típicos.


66

Figura 6.6- Fotomicrografia do horizonte Bw. A) Imagem em LPP de blocos subangulares com cristais de

quartzo. Também é possível observar um nódulo típico de óxido-hidróxido de ferro. B) Blocos subangulares a

LPP, com cristais de quartzo e na parte inferior ocorrem microagregados com cristais de quartzo. C) Estrutura

microagregada com peds arredondados e cristais de quartzo em LPP. D) Fotomicrografia a LPP de estrutura

microagregada com peds arredondados, cristais de quartzo angulares e matéria orgânica em meio a uma trama do

tipo enáulica E) Imagem com a porção esquerda a LPP e a porção direita a LPX de um cristal de quartzo com

fraturas preenchidas pela matriz em meio a uma trama do tipo porfírica. F) Fragmento de bauxita com quartzo

em forma de ribbons a LPP. G) Imagem a LPP de infillings com presença de microagregados na porção interna.

Em torno do infillings ocorrem cristais de quartzo angulares e matéria orgânica. H) Nódulo de óxido-hidróxido

de ferro e cristais de quartzo em meio a microagregados. LPP= luz polarizada plana, LPX= luz polarizada

cruzada, Qtz= quartzo, Op= opacos.


67

6.4- DISCUSSÕES E CONCLUSÕES

6.4.1- A couraça aluminosa como material de origem dos solos

Os atributos morfológicos (macro e micro), físicos, químicos e mineralógicos permitem

considerar que os três perfis analisados constituem um LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO

Distrófico húmico (EMBRAPA, 2013), correspondente ao Humic Ferrasols no Sistema FAO (WRB,

2014) ou Humic Xantic Hapludox na Soil Taxonomy (SSS, 1999). O material de origem deste

Latossolo é a bauxita e não a rocha encontrada na área, um gnaisse charno-enderbítico com inclusões

máficas. Diversos aspectos sustentam essa afirmação.

A morfologia dos horizontes e a presença dos fragmentos de bauxita concentrados na base do

perfil sugerem que o solum (A + Bw) tem sua origem associada à degradação desses fragmentos. No

interior dos horizontes A e Bw os fragmentos são cada vez menores e mais degradados, representando

nódulos litorreliquiais. Os próprios fragmentos já significam a degradação física de um antigo nível de

bauxita maciça. Esse nível foi descrito por Soares (2013) e situa-se abaixo dos fragmentos,

completando o perfil laterítico (Nahon & Tardy, 1992).

Além dos aspectos macromorfológicos, os resultados analíticos também confirmam a relação

genética entre couraça aluminosa e solo. Nos solos são encontrados os mesmos minerais presentes na

bauxita, acrescidos da caulinita. Não há registro de minerais primários como feldspatos ou

ferromagnesianos, mas apenas aqueles produzidos pelo intemperismo (gibbsita, goethita, hematita,

anatásio, etc) ou residuais de difícil alteração, como o quartzo (Goldish, 1938).

A alteração de rochas como os gnaisses pode formar solos cada vez mais argilosos e reduzir os

valores da relação silte/argila. Ao contrário, o que se observa é que há um aumento no conteúdo de

silte nos solos analisados. A bauxita produz de imediato um solo muito argiloso. Na medida em que

esse solo evolui, minerais na fração areia, como o quartzo, vão sendo mecanicamente degradados por

bioturbação para a fração silte. Assim, ocorre uma inversão na tendência de que o solo se torne mais

argiloso com o avanço do intemperismo quando ele tem sua origem relacionada à degradação da

couraça aluminosa. Em nível microscópico essa fragmentação dos grãos de quartzo com a bioturbação

fica ainda mais evidente (Figura 6.5).

Na composição química total não há quantidades significativas de cálcio ou potássio que

represente a alteração de minerais como os plagioclásios e os ortoclásios presentes no charno-

enderbito (Horn et al., 2007; Novo et al., 2011; Soares et al., 2014). Essa ausência ocorre até mesmo

no nível da alterita, o horizonte C, onde seria possível encontrar algum conteúdo de elementos de

maior mobilidade. Do ponto de vista da fertilidade, os solos são pobres demais para estarem

relacionados diretamente aos gnaisses. Os solos tropicais são profundamente lixiviados, sendo muitas

vezes distróficos. Mesmo assim, quando originados diretamente de uma rocha cristalina, apresentam

saturação por bases variando entre 10 e 30% (Ker, 1999). No caso dos solos estudados, o maior valor

encontrado foi 4% e, mesmo com um horizonte A húmico, a disponibilidade de nutrientes é


68

extremamente baixa. Somente um material de origem muito pobre teria condições de gerar um solo

com tais atributos químicos. Esse é o caso de pedogênese a partir da degradação de uma couraça

aluminosa, que significa a formação de um solo a partir de um material pré-intemperizado.

6.4.2- O processo de ressilicificação e seus indicadores

A transformação de couraças em solo é um tema de interesse para a compreensão da evolução

dos mantos de alteração nas regiões tropicais (Lucas et al. 1988; Boulangé & Carvalho et al. 1988 e

1989). No caso específico das couraças aluminosas, as bauxitas, diversos depósitos estudados em todo

o mundo apresentaram feições e materiais que foram associados a essa transformação. Na maioria

deles, o mecanismo apontado como principal responsável foi a sua exposição a soluções ricas em

sílica, o que ficou conhecido como processo de ressilicificação das bauxitas (Lacroix, 1913; 1934;

Harrison, 1933; Van der Marel, 1960; Keller & Clarke, 1984) ou caulinitização (Dangic, 1985).

Em diversos depósitos no Brasil foi reconhecida a presença de horizontes argilosos no perfil

de alteração cuja gênese foi atribuída à ressilicificação de antigos níveis bauxíticos (Boulangé &

Carvalho et al., 1989 ; Lucas et al., 1997; Varajão et al., 1989b e 1990; e Oliveira et al., 2013). Na

Amazônia, por exemplo, a camada argilosa na parte superior de muitos depósitos, como Porto de

Trombetas, Juruti e Rio Capim foi descrita como sendo homogênea, sem estratificação e

eminentemente caulínitica. Diversos aspectos enfatizam sua origem autóctone a partir da

transformação da bauxita, destacando como indicadores: i) a presença de grãos de quartzo angulares

muito fraturados e preenchidos por material da matriz argilosa; ii) a presença de nódulos gibbsíticos,

interpretados como residuais, com transição gradual para a matriz, iii) a presença de zonas de

desferruginização e/ou nódulos ferruginosos que indicam remobilização de ferro e, iv) o

enriquecimento em Ti e Zr (Boulangé & Carvalho, 1988; 1989). Para autores como Lucas et al. (1988;

1993), um importante mecanismo que explica a ressilicificação é a oscilação do nível freático,

admitindo-se que ela também possa ocorrer pela influência da matéria orgânica na superfície. No

primeiro caso, espessos pacotes de argila são formados nos depósitos. No segundo caso a bauxita

tende a se transformar em solo, sendo esse o caso do depósito abordado neste estudo.

Os perfis de solos analisados neste estudo apresentaram aspectos que permitem ampliar o

conjunto de indicadores que demonstram como a ressilicificação na superfície pode ser considerada

um processo formador de solos. Esses indicadores estão relacionados às transformações

mineralógicas, geoquímicas e micromorfológicas.


69

Os indicadores mineralógicos estão relacionados à diminuição da gibbsita em detrimento ao

acréscimo de caulinita que é refletido pela intensidade dos seus picos no difratograma. Estudos

mineralógicos demonstraram que quando há um aumento da atividade de sílica na solução

acompanhado pela diminuição do pH, a gibbsita fica instável e pode se transformar em caulinita

(Lindsay, 1979). A caulinita formada é pequena (<1µm), de formato irregular e com defeitos

estruturais (Singh & Gilkes, 1992, Varajão et al. 2001, Oliveira et al. 2013). Os picos do DRX pouco

definidos (Figura 6.3) na posição 20-27°2 refletem as imperfeições morfológicas e cristaloquímicas

dos cristais de caulinita. Além disso, a redução da gibbsita na matriz conduz a uma concentração

relativa de quartzo, que mostra os picos de difração de intensidade mais alta.

Os indicadores geoquímicos estão relacionados ao comportamento dos elementos Al, Si, Fe e

Ti, tanto nos teores totais quanto adsorvidos ao complexo de troca entre as partículas coloidais e a

solução do solo. Para os teores totais, o balanço de massa iso-Ti do perfil L2 (como exemplo) mostra

as relações de ganho e perda no processo de ressilicificação (Tabela 6.4). Comparativamente, há um

enriquecimento em sílica e titânio em todos os horizontes. O enriquecimento em sílica está

relacionado à acumulação absoluta ocasionada pelo processo de ressilicificação. O enriquecimento em

titânio, por sua vez, resulta da acumulação relativa desse elemento considerando sua baixa mobilidade.

Há também uma acumulação absoluta em cálcio, que pode estar também relacionada ao aporte pela

vegetação, mesma fonte do silício. As perdas mais importantes são de alumínio e ferro, ambos

associados à decomposição de minerais como a gibbsita e goethita. No caso da goethita, a

remobilização do ferro tende a formar os nódulos ferruginosos identificados nas seções delgadas.

Tabela 6.4- Balanço de massa iso-Ti do perfil L2

Composição Química (FRX) Balanço de Massa iso-Ti

C (Bx) C(Matriz) Bw2 Bw1 A C(Bx)-C(Matriz) C(Bx)-Bw2 C(Bx)-Bw1 C(Bx)-A

Densidade 1,01 1,02 1,02 1,02 1,03

SiO2 4,83 19,6 19,0 19,1 19,9 224% 222% 215% 232%

Al2O3 44,4 32 32,2 32,1 31,6 -42% -41% -42% -43%

Fe2O3 20,4 22,3 22,3 22,2 21,0 -13% -11% -13% -17%

TiO2 2,59 3,29 3,19 3,26 3,29 1% 1% 0% 2%

Na2O 0,1 0,1 0,1 0,1 0,1 -20% -18% -20% -19%

K2O 0,01 0,01 0,01 0,01 0,02 -20% -18% -20% 61%

CaO 0,02 0,03 0,03 0,03 0,03 20% 23% 20% 21%

MgO 0,16 0,14 0,15 0,13 0,12 -30% -23% -35% -40%

P2O5 0,383 0,284 0,259 0,248 0,251 -41% -45% -48% -47%

MnO 0,03 0,02 0,03 0,03 0,03 -47% -18% -20% -19%


70

A composição química do complexo sortivo destaca o comportamento da saturação por

alumínio nos perfis, da matéria orgânica e das cargas na superfície dos colóides. Os resultados

demonstram que os teores de alumínio disponível não são altos. Ainda assim, eles são superiores aos

teores de potássio, cálcio e magnésio e, por isso, saturam as cargas das argilas, aumentando a acidez

potencial. Quando observado o comportamento do índice “m” nos perfis, ele tende a zero nos

horizontes inferiores e superior a 80% nos horizontes superiores. Esse comportamento sugere que na

base do perfil o alumínio está pouco disponível porque se encontra somente na forma precipitada

(gibbsita). Na medida em que ocorre a desestabilização da gibbsita, o conteúdo de alumínio disponível

aumenta na solução do solo. Assim, a liberação de alumínio é uma consequência direta do processo de

ressilicificação.

Em relação à matéria orgânica, o conteúdo observado (inclusive em profundidade) é superior

àquele esperado para solos tropicais muito intemperizados (Sombroek et al., 1993; Tiessen et al.,

1994). A presença do horizonte húmico em latossolos é compreendida como um importante indicador

paleoambiental, produto relictual de condições climáticas pretéritas quentes e úmidas (Queiroz Neto &

Castro, 1974; Lepsch & Buol, 1988; Ker, 1997; Buol & Eswaran, 2000; Calegari, 2008; Marques,

2009). Esse comportamento corrobora com o fato de que para haver a ressilicificação da bauxita na

superfície devem ocorrer mudanças físico-químicas no sistema de alteração. Essas mudanças levarão à

desestabilização da gibbsita e devem trazer uma fonte de sílica para a neoformação da caulinita. As

condições ideais para essas mudanças se dão a partir da colonização da superfície por uma vegetação

de grande porte, geralmente associada à transição de um clima seco para um clima mais úmido.

Durante o clima seco anterior, a erosão na superfície desprotegida expõe a bauxita. Com a transição

para o clima úmido, o crescimento da vegetação passa a fragmentar mecanicamente a bauxita maciça.

A decomposição da matéria orgânica abaixa o pH, bem como reintroduz diversos componentes

químicos, como o silício. Pouco se sabe sobre a fonte precisa desse silício. É possível que ela esteja

relacionada à decomposição de silicofitólitos incorporados ao solo. Contudo, não existem dúvidas

sobre o importante papel da vegetação na ciclagem biogeoquímica do silício (Alexandre et al., 1997).

Tais efeitos se farão sentir, também, no tipo de carga que predomina nas argilas. Com a transformação

da gibbsita em caulinita, o solo tende a ter cada vez mais cargas negativas, deixando de ser

eletropositivo.

Os indicadores micromorfológicos do processo de ressilicificação estão relacionados ao

aparecimento de um conjunto de novas microestruturas e pedofeições. Essas microestruturas são

formadas na medida em que feições associadas à bauxita vão desaparecendo. A primeira feição é a

formação de nódulos reliquiares de bauxita. Esses nódulos contêm internamente microestruturas

características do processo de bauxitização e vão deixando de existir na medida em que se

transformam numa micromassa argilosa. Após a formação da micromassa, inicia-se um processo de

agregação em blocos contendo uma trama interna do tipo porfírica e separados entre si por poros

fissurais. Como o material formado tem condições de reter mais umidade e é, comparativamente, mais


71

rico em matéria orgânica que a bauxita, há um aumento na colonização biológica. Com a fauna

endopedônica estabelecida, inicia-se um processo de bioturbação que resulta na construção de

microagregados termíticos (Schaefer, 2001). Esses microagregados representam a abertura da

porosidade e a mudança para uma trama do tipo enaulica. Embora não estejam relacionados

diretamente à ressilicificação, a formação de microagegados somente foi possível porque a degradação

da bauxita resultou num material que oportunizou a colonização biológica.

6.4.3- Transformação da couraça e sua inserção na evolução da paisagem regional

O Eoceno e o Mioceno são apontados como dois importantes períodos de bauxitização em

todo o mundo e no território brasileiro (Tardy et al.1991). Na região sudeste do Brasil, estudos

apontam que a bauxita teria se originado a partir de uma superfície aplainada pré-Terciária esculpida

pela erosão, denominada Sul-Americana (King, 1956; Sigolo, 1988; Varajão et al., 1989). Sob um

sistema bem irrigado, com precipitação volumosa, drenagem eficiente e relativa estabilidade tectônica,

as rochas teriam sido alteradas para bauxita. Posteriormente, essa superfície teria sido

compartimentada através da erosão associada a períodos de reativação tectônica, datados,

principalmente, no Oligoceno e Plioceno.

Considerando o depósito estudado, Soares (2013) e Soares et al. (2014) acreditam que sua

gênese tenha ocorrido no Mioceno em razão das características morfológicas do depósito e sua

proximidade da drenagem, com inferência de tectônica recente. Essa tectônica seria no Plioceno e teria

gerado feições erosivas observadas na vertente em que o depósito se localiza. Tais considerações

levam ao questionamento sobre em que contexto teria se dado a degradação da bauxita e formação da

cobertura latossólica.

A degradação da bauxita e consequente formação do latossolo teria ocorrido sob condições

climáticas úmidas e quentes como ocorrido no período do Eoceno ou Mioceno, onde a instalação de

uma cobertura vegetação densa teria contribuído para o processo de degradação da couraça bauxítica.

A presença do horizonte A húmico estaria relacionada com a acumulação de matéria orgânica

favorecida pela distrofia do sistema e as temperaturas amenas (Ribeiro et. al., 1972) encontrada na

região de estudo.


72


73

CAPÍTULO 7

CONSIDERAÇÕES FINAIS

Alguns destaques em termos das contribuições individuais de cada estudo genético, depressões

fechadas e cobertura pedológica, e suas relações com a couraça bauxítica são apresentados.

Até o momento não haviam sido reconhecidas depressões de topo em domínio de couraça

bauxítica. Além disso, diferente da maneira como elas vêm sendo interpretadas, nesse caso não

representam zonas de aprofundamento do manto de alteração, mas ao contrário, seu adelgaçamento.

Novos investimentos em pesquisa devem ser realizados para confirmar e compreender (se e que)

mecanismos de remoção da cobertura estariam associados à gênese dessas depressões, já que, embora

semelhantes, elas não representam subsidências geoquímicas. Esses estudos envolvem não só um

detalhamento morfológico dessas depressões, como também um posicionamento regional das mesmas.

Em se tratando da formação de solos a partir da bauxita, edificando o processo de

ressilicificação como um processo pedogenético específico, o estudo corrobora com importantes

indicadores de sua ocorrência. A esse respeito, nos perfis estudados foram observados fragmentos de

bauxita de maior tamanho na base dos perfis e a presença e diminuição do tamanho desses fragmentos

no topo dos perfis. Eis aí um indicador fácil de ser observado. Essa mudança textural também é

observada nas análises geofísicas através da variação de intensidade dos refletores no radargramas em

direção ao topo dos perfis.

Para os indicadores obtidos por atributos analisados em laboratório, foram destacados: - nos

difratogramas é possível observar a diminuição da gibbsita em detrimento do aumento de caulinita; -

no balanço de massa ocorre um enriquecimento em sílica e um decréscimo no teor de Al2O3

relacionado à acumulação absoluta ocasionada pelo processo de ressilicificação; - na micromorfologia

é observado o aparecimento de nódulos reliquiares de bauxita com microestruturas características do

processo de bauxitização que deixam de existir na medida em que se transformam numa micromassa

argilosa e; - no mapa microquímico de EDS é observado um acúmulo de Si nas porções mais

degradadas dos fragmentos de bauxita.

Para além das contribuições isoladas destacadas, a maior contribuição desse estudo foi

corroborar com a necessidade de pensar a evolução da paisagem de maneira integrada, observando a

relação entre seus componentes e processos, nesse caso, incorporando solo e relevo. Ao tratar das

interações entre esses dois componentes para os estudos de evolução da paisagem, Tricart & Killian

(1979) enfatizaram sua relação dicotômica, expondo que nos momentos em que a morfogênese é mais

ativa, a erosão da superfície é generalizada, levando à destruição dos solos e, do contrário, quando a

pedogênese é mais ativa, o solo torna-se mais espesso e os horizontes mais diferenciados. A despeito


74

da contribuição desses autores, os resultados obtidos e as discussões empreendidas neste estudo

caminham para o sentido da convergência, em que a relação morfogênese x pedogênese se manifesta

muito mais como morfogênese e pedogênese. Para isso, faz-se necessário desconsiderar a pedogênese

como apenas o “aprodundamento do manto de alteração” e a morfogênse como “remoção dos

materiais superficiais e esculturação de formas”.

Os resultados obtidos mostram que no interior das depressões ocorre NEOSSOLO LITÓLICO

Húmico típico e entre elas LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico húmico. Embora

representem unidades classificadas a partir de uma categoria de análise, o perfil, a diversidade

taxonômica é o reflexo da evolução geomorfológica da vertente e, por isso, tem muito a dizer sobre a

gênese das depressões. Da mesma maneira, quando posicionados nas unidades morfológicas da

vertente, esses “distintos solos” refletem suas propriedades de maneira a elucidar questões sobre sua

própria gênese. Assim, a remoção da cobertura, que supostamente forma as depressões, também forma

outra organização morfológica para a cobertura, que verticalmente representa outro tipo de solo, e que

lateralmente representa a mesma cobertura, porém interceptada. Em outras palavras, na dimensão do

perfil a transformação do Latossolo em Neossolo se dá pela atuação da morfogênsese, tornando-o, por

excelência, um processo pedogenético.

A relação íntima entre morfogênese e pedogênese se dá de maneira que a morfogênese

depende da formação da cobertura pedológica e vice-versa. Neste estudo, houve o entendimento de

que o desenvolvimento de uma cobertura espessa seria uma fase necessária para a formação das

depressões e que isso destaca a importância da pedogênese para que a esculturação da paisagem possa

ocorrer. Assim, não somente a erosão esculpe a superfície, mas todo o conjunto de processos que

atuam sobre ela, processos os mesmos que formam e transformam a cobertura pedológica. Jenny

(1941) sinalizava que para a formação de solos é preciso considerar a presença de um material de

origem influenciado ao longo do tempo pelas condições climáticas, pela atuação dos organismos e

pelo relevo. A formação do relevo seria, da mesma maneira, associada a um conjunto de materiais

superficiais influenciado por agentes internos e externos (incluindo climáticos e biológicos) ao longo

do tempo. Nesses termos, o mais prudente não seria incorporar não somente o relevo como um agente

na formação de solos, mas também o solo como um formador de relevos? Mesmo que estudados de

maneira separada, foi a organização da cobertura pedológica quem permitiu considerações sobre a

gênese das depressões e, igualmente, o posicionamento da cobertura pedológica na vertente, sua

organização morfológica e a variação de suas propriedades e atributos, foi imprescindível para a

compreensão de que foi a bauxita o material de origem do solo, e não o embasamento regional.

Mesmo que constituam objetivos específicos diferentes, na prática, o desenvolvimento dessa pesquisa

confirmou que cobertura pedológica e evolução do relevo caminham conjuntamente, sendo possível (e

necessário) que uma recorra à outra para que possa ser compreendida.


75

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