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X SIMPÓSIO BRASILEIRO DE GEOGRAFIA FÍSICA APLICADA

 

 

ASPECTOS DA ALTERAÇÃO SUPERFICIAL E DA PEDOGEOMORFOLOGIA NO SUL DO COMPLEXO BAÇÃO, QUADRILÁTERO FERRÍFERO, MG




FIGUEIREDO, Múcio do Amaral 1 a**
VARAJÃO, Angélica Fortes D. C 1
FABRIS, José Domingos 2
LOUTFI, Ivan Soares 1

1Departamento de Geologia
Escola de Minas
Universidade Federal de Ouro Preto
Ouro Preto, MG


2Departamento de Química
Instituto de Ciências Exatas
Universidade Federal de Minas Gerais
Belo Horizonte, MG


a m67f@yahoo.com.br

 

 


Palavras-chave: Pedogeomorfologia, Alteração Superficial, Quaternário
Eixo 3: Aplicação da Geografia Física à Pesquisa
Sub-eixo 3.4: Aplicações temáticas em estudos de casos

 

 

 

 

 



INTRODUÇÃO


A evolução da paisagem de ambientes tropicais tem sido bem estudada, principalmente no que tange o intemperismo químico, fator preponderante nos processos de denudação geoquímica (Millot, 1983; Thomas, 1994a). Vários aspectos têm sido abordados, e entre eles, o estágio de desenvolvimento do solo como indicador de variações na dinâmica geomorfológica ao longo do tempo (Thomas, 1994a; Thomas, 1994b; Figueiredo, 1999; Figueiredo et al., 1999; Vidal-Torrado & Lepsch, 1999). 
Do ponto de vista climático os solos quando expostos a ambientes úmidos (tropicais) são alvo de intenso intemperismo químico responsável pela rápida transformação dos minerais primários (Lucas & Chauvel, 1992; Macias & Chesworth, 1992). No entanto, mesmo em condições de intenso intemperismo químico, muitos solos de regiões úmidas tropicais ainda externam uma correlação mineralógica e morfológica direta com as características da rocha mãe (Macias & Chesworth, 1992). 
No Complexo Bação, Quadrilátero Ferrífero, particularmente na sua área sul, ocorrem vertentes com baixa declividade em cujo eixo desenvolvem-se solos de origem gnáissica (rocha predominante na área), com diferentes graus de alteração. 
Os solos da área em questão são considerados como latossolos vermelho-amarelos distróficos (CETEC-MG, 1983), latossolos vermelho-escuros e cambissolos álicos (RADAMBRASIL, 1983). Conforme Parzanese (1991), os latossolos vermelho-amarelos são dominantes, indicando perfis bastante lixiviados. Nos locais de relevo mais suave predominam os latossolos; nas zonas de interflúvios ocorrem muitos cambissolos com forte influência da rocha parental gnáissica. O solo é pouco espesso na alta vertente, (litólico/câmbico) espesso na meia (latossólico) e novamente pouco espesso na baixa vertente (latossólico/câmbico).
A correlação pedogeomorfológica entre solos alóctones e solos autóctones é de fundamental importância para a interpretação dos estágios de evolução dos perfis de intemperismo e das vertentes (Queiroz Neto, 2000). Sabe-se que com os ciclos de erosão e sedimentação verificados na região durante o quaternário (Valadão & Silveira, 1992), os solos produzidos nas zonas de interflúvio foram transportados (gravitacionalmente ou através de erosão hídrica) e depositados em vários pontos da vertente. 
No intuito de contribuir para o entendimento da evolução recente dos solos da região em questão, faz-se uma avaliação da alteração superficial e da pedogeomorfologia, à partir de detalhada descrição de campo, suportada por análises mineralógicase micromorfológicas.


CARACTERIZAÇÃO DA ÁREA


A área de estudo encontra-se inserida no sul do Complexo Bação, entre os paralelos 20o20'00" e 20o23'16" S e os meridianos 43o38'32" e 43o42'16" W, abrangendo aproximadamente 38,4 km2. O Complexo Bação encontra-se inserido no SSE do Quadrilátero Ferrífero - QF, no estado de Minas Gerais, sudeste do Brasil, e constitui o embasamento cristalino granito-gnáissico-migmatítico das unidades geológicas do Quadrilátero Ferrífero. Localmente os minerais predominantes são o quartzo e os plagioclásios, que se alternam em faixas de enriquecimento, ora maior em quartzo, ora maior em plagioclásio. 
A geomorfologia da área pode ser descrita como uma paisagem de colinas policonvexas de baixa declividade quando no domínio gnáissico. Os regolitos são espessos, com saprolito profundo, demonstrando intensa atuação de intemperismo químico. A rede de drenagem desenvolve-se sob controle estrutural, com planícies fluviais de agradação sedimentar recentes (Bacellar, 2000). Os sedimentos acumulados nas planícies, cujo volume parece ser incompatível com a capacidade de transporte da rede de drenagem, são provenientes do grande número de voçorocamentos ocorrentes nas vertentes sob domínio gnáissico, evidenciando o processo de agradação. Os cursos fluviais têm profundidade mínima e continuam recebendo grande aporte de sedimentos areno-siltosos. Todos os vales fluviais têm fundo plano - devido à grande acumulação de sedimentos - e o contato entre a planície fluvial e o segmentos de baixa vertente se dá de forma abrupta, em ruptura de declive.

MATERIAL E MÉTODOS


À partir do levantamento de campo, foram selecionadas três vertentes para o presente estudo (fig. 1). A escolha está relacionada a área não voçorocada (topossequência 1), área de voçorocamento ativo (topossequência 2), área de voçorocamento inativo (topossequência 3). 
Em função das características morfológicas de cada uma da três vertentes, foram abertas trincheiras com 1,9 m de profundidade média, nos segmentos de alta, meia e baixa vertente. 
Nas trincheiras, os perfis foram descritos utilizando-se técnica adaptada de Lemos & Santos (1996) onde foram coletadas amostras deformadas e indeformadas nos diferentes horizontes. As análises mineralógicas foram realizadas na fração terra fina, destorroada e passada em peneira de malha de 2 mm, assim como na fração argila, utilizando um difratômetro Rigaku, modelo Geigerflex CN D/MAX-B com tubo de cobre, além do equipamento T. A. Instruments, modelo SDT 2960 para análise térmica diferencial e gravimétrica (ATD/ATG). A micromorfologia foi realizada em dois modelos de microscópio petrográfico com luz polarizada e plana. Um Leica, modelo DMLP, equipado com câmera digital Nikon, modelo COOLPIX 990, e outro Leitz, modelo Laborlux 12 POL S, equipado com o mesmo equipamento fotomicrográfico.

RESULTADOS E DISCUSSÃO


O relacionamento das formas de relevo com a pedogênese inclui componentes tanto dinâmicos quanto estáticos, resultando da interação de processos com materiais que recobrem a parte mais elevada da crosta terrestre (Segovia & Foss, 1984). Inversamente, a paisagem, em parte determina as bases que controlam as taxas (intensidade da ação) de processos pedogênicos. Entre os fatores que constam nestas bases determinantes estão (Segovia & Foss, 1984): natureza do material parental ou sedimentos subjacentes, topografia, idade, hidrologia subsuperficial, estrutura geológica e tectonismo, elevação, exposição e clima; sendo que estes fatores não são necessariamente independentes. 
Ollier & Pain (1996) relatam que em alguns mapas e relatórios de levantamentos de solos e de pedossistemas, faltam aos autores uma compreensão de princípios geomórficos. Não se trata de simplesmente descrever em detalhes as formas de relevo, embora isto seja importante. Quem mapeia o regolito (zona de alteração compreendido desde a rocha sã até a superfície, incluindo-se aí o solo) e as formas de relevo, também tem que compreender princípios geomórficos básicos (flutuações paleoclimáticas, tectonismo, etc.) que suportam a explicação da evolução das formas de relevo e o desenvolvimento do regolito. A evolução de regolito está intimamente ligada à evolução das formas de relevo (paisagem) onde os princípios geomórficos devem ser considerados. 
Nas vertentes estudadas no presente trabalho as variações laterais das características pedológicas apontam para uma ruptura entre os segmentos de vertente. Da alta para a meia vertente, há translocação de materiais com consequente acúmulo na meia vertente (colúvios), proporcionando o desenvolvimento de perfis latossólicos. Deste segmento para jusante, as variações laterais apontam para uma mudança. O coluvionamento deveria intensificar-se, mas não é o que se constata nas três topossequências investigadas. Na topossequência 1 (VDB) o segmento de baixa vertente (VDB3) apresenta um perfil com ausência de horizonte B, horizonte C desenvolvido sobre rocha gnáissica parental e horizontes superficiais desenvolvidos sob influência de materiais flúvicos com acúmulo de matéria orgânica. Não há indícios de materiais coluviais. Na topossequência 2 (VH), o mesmo segmento de vertente (VH4) apresenta um horizonte B com características autóctones, relacionada à ocorrência de estruturas litorreliquiais distribuídas de forma crescente no sentido topo base (como discutido adiante). Novamente, a sequência coluvial foi interrompida. Na topossequência 3 (VOVH), o perfil de baixa vertente (VOVH4) apresenta um horizonte C desferruginizado de natureza flúvica, sobreposto por horizontes intensamente bioturbados. Não há horizonte B, característico de ambiente de acumulação sob condições de boa drenagem.


(clique na figura para ampliá-la)
Figura 1: Perfis esquemáticos: (a) = topossequência 1; VDB4 = pouco desenvolvido com influência do material parental em todos os horizontes; VDB1 e VDB2 = latossolos, cujo materiais constituintes são de natureza alóctone; VDB3 = pouco desenvolvido, oriundo de ambiente redutor fluvial sobre horizonte C parental gnáissico. (b) = topossequência 2; VH2 = cambissolo de natureza autóctone; VH3 = latossolo de natureza alóctone; VH4 = latossolo câmbico de natureza autóctone. (c) = topossequência 3; VOVH1 e VOVH2 = latossolos com manchas lito e pedorreliquiais; VOVH3 = pouco desenvolvido inteiramente sob influência do material parental gnáissico; VOVH3 = litossolo flúvico com horizonte C bastante desferruginizado. 


A ausência de transição gradual à partir do ambiente coluvial da meia vertente em direção à planíce fluvial, sugere um meio resistásico capaz de promover erosão no segmento de baixa vertente (saída do colúvio ali residente), desencadeando nova pedogênese, além de aumentar a declividade neste segmento, em relação à da meia vertente. A força motriz que proporcionaria energia para a transformação está relacionada a um encaixamento da rede de drenagem local durante o Pleistoceno. Há diferenciações topográficas que marcam a ruptura entre o ambiente coluvial dos segmentos de meia vertente das três topossequências e o ambiente eluvial/aluvial dos segmentos de baixa vertente, cuja principal característica seria a descontinuidade do coluvionamento nos segmentos de baixa vertente.
A seguir, as características de cada topossequência são apresentadas:
Topossequência 1 (VDB) 
No segmento de alta vertente (VDB4), a pedregosidade da superfície diferencia-se dos demais segmentos. É caracterizada por nódulos litorreliquiais gnáissicos, de tamanhos variados (1 - 3 cm de diâmetro), subarredondados, cuja configuração interna mostra halo ferruginoso (2 - 3 mm de espessura) envolvendo um núcleo de rocha em melhor preservação (Fig. 2a). Juntam-se aos nódulos, fragmentos de quartzo (de veio) e de turmalinitos angulosos, com tamanhos variando de 2 a 15-20 cm. 
A topossequência 1 é representada por quatro perfis pedológicos (VDB4 + VDB1 + VDB2 + VDB3). Características fundamentais estão descritas na figura 2 da seguinte forma:
2a = cobertura superficial da alta vertente (VDB4) caracterizada pela presença de nódulos litorreliquiais associados a fragmentos de quartzo de veio. Observar seta indicando o interior do nódulo com halo ferruginoso na borda, responsável pelo encrustamento das litorreliquias; 
2b = fotomicrografia do horizonte C do perfil de alta vertente (VDB4), onde observa-se à direita da imagem, bandamento gnáissico reliquial com ferruginizações nas lamelas micáceas e nos bordos e fraturas dos quartzos (Q). Na parte central esquerda da imagem, esqueleto quartzoso envolvido por um plasma argilo-ferruginoso;
2c = fotomicrografia do horizonte B do perfil da meia vertente superior (VDB1). Nota-se no centro da imagem a presença de um nódulo litorreliquial em contato nítido com o plasma argilo-ferruginoso, envolto pelo esqueleto predominantemente quartzoso (Q);
2d = análise termogravimétrica e sua derivada mostrando a composição do plasma do horizonte B do perfil da meia vertente superior (VDB1), onde é constatada predominância de gibbsita (Gb), caulinita (C) e goethita (Go);
2e = fotomicrografia do horizonte B do perfil da meia vertente superior (VDB1), mostrando grão de quartzo (Q) com ferruginização em contato brusco com o plasma, sugerindo aloctonia do material; 
2f = difratograma de raios X mostrando a composição do plasma do horizonte C, perfil da baixa vertente, onde constata-se a predominância de Caulinita (C), Gibbsita (Gb), Goethita (Go) e Sericita (S). 
Desta forma, a topossequência 1, tem o seu segmento de alta vertente representado por um perfil pouco desenvolvido, intensamente perturbado por veios intrusivos, numa zona de interflúvio sustentada por geomateriais muito resistentes ao intemperismo (quartzo e turmalinito), dificultando a formação de um perfil de solo homogêneo. Tais circunstâncias sugerem tratar-se de um local onde a erosão laminar é atualmente atuante (aumento da declividade), provocando o desmonte e espalhamento dos fragmentos encontrados no perfil de alta vertente. As frações mais finas (silte e argila) são transportadas mais rapidamente alóctone de pelo menos parte destes horizontes. Como fonte destes materiais, a zona de alta vertente seria a mais provável.
No segmento de meia vertente para jusante observa-se um comportamento pedogeomorfológico distinto, evidenciado pela ruptura de declive onde afloramentos de vertente abaixo em direção ao segmento de meia vertente, deixando para trás as frações mais grosseiras (nódulos litorreliquiais e fragmentos de quartzo e turmalinito).


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Figura 2: Topossequência 1: (a) = fotografia da cobertura superficial da alta vertente (VDB4). (b) = fotomicrografia em luz polarizada do horizonte C de VDB4. (c) = fotomicrografia em luz plana do horizonte B de VDB1. (d) = ATG e sua derivada do horizonte B de VDB1. (e) = Fotomicrografia em luz plana do horizonte B de VDB1. (f) = DRX do horizonte C de VDB3. S = sericita, C = caulinita, Gb = gibbsita, Go = goethita, Q = quartzo.


Adicionalmente, a presença localizada de nódulos litorreliquiais no horizonte B da meia vertente, juntamente com ferruginizações esqueletais interrompidas, evidenciam o carácter gnáisse funcionam como um anteparo, sustentando a zona de coluvionamento e interrompendo o fluxo de sedimentos coluviais provindos do transporte gravitacional e hídrico dos segmentos à montante. Ou seja, no segmento de meia vertente processa-se um acúmulo de sedimentos, proporcionando condições favoráveis ao aprofundamento e intensificação do intemperismo químico, responsável pela formação dos perfis latossólicos ali verificados. À jusante do afloramento gnáissico, as características superficiais são compostas de sedimentos grosseiros (fração cascalho), cuja granulometria vai diminuindo gradativamente em direção ao segmento de baixa vertente.
O perfil do segmento de baixa vertente apresenta marcante diferenciação em relação aos perfis de montante. Desenvolve-se sobre material aluvial, depositado sobre o saprolito gnáissico. Não há resquícios de ferruginização, mostrando um ambiente evolutivo de saturação hídrica. O local amostrado indica uma zona de forte influência do ambiente fluvial, encontrando-se desenvolvido sobre um terraço (paleoplanície fluvial), que sobrepõe o saprolito gnáissico, caracterizando a incisão do Ribeirão Maracujá.
Topossequência 2 (VH)
É representada por três perfis pedológicos (VH2 + VH3 + VH4). Características fundamentais estão descritas na figura 3 da seguinte forma:
3a = fotomicrografia do horizonte C do perfil de alta vertente (VH2), mostrando à direita, estrutura reliquial gnáissica com ferruginizações nas lamelas micáceas em associação com o plasma argilo-ferruginoso e o esqueleto quartzoso (Q);
3b = análise termogravimétrica e sua derivada, mostrando a composição do plasma incipiente do horizonte C do perfil da alta vertente (VH2), mostrando ocorrência de gibbsita (Gb), goethita (Go), caulinita (C)e sericita (S);
3c = fotomicrografia do horizonte B do perfil da meia vertente (VH3), mostrando um esqueleto quartzoso (Q) com ferruginização em contato abrupto com o plasma, sugerindo aloctonia do material;
3d = difratograma de raios X mostrando a composição do plasma do horizonte B do perfil da meia vertente (VH3), onde predominam caulinita (C), gibbsita (Gb) e goethita (Go);
3e = fotomicrografia do horizonte B do perfil da baixa vertente (VH4), mostrando o plasma argilo-ferruginoso envolvendo o esqueleto quartzoso (Q);
3f = análise termogravimétrica e sua derivada mostrando a composição do plasma do horizonte B do perfil de baixa vertente (VH4), composto predominantemente por gibbsita (Gb) e caulinita (C).



(clique na figura para ampliá-la)
Figura 3: Topossequência 2. (a) = Fotomicrografia em luz plana do horizonte C de VH2. (b) = ATG e sua derivada, mostrando a composição do plasma incipiente do horizonte C de VH2. (c) = Fotomicrografia em luz plana do horizonte B de VH3, mostrando um esqueleto quartzoso (Q) com ferruginização em contato abrupto com o plasma. (d) = DRX do horizonte B de VH3. (e) = Fotomicrografia em luz polarizada do horizonte B de VH4, (Q) = esqueleto quartzoso. (f) = ATG e sua derivada do horizonte B de Vh4. C = caulinita, Gb = gibbsita, Go = goethita, S = sericita.


Topossequência 3
É representada por quatro perfis pedológicos (VOVH1 + VOVH2 + VOVH3 + VOVH4). Características fundamentais estão descritas na figura 4 da seguinte forma:
4a = fotomicrografia do horizonte B do perfil da alta vertente (VOVH1), mostrando o plasma argilo-ferruginoso envolvendo o esqueleto quartzoso e nódulo pedorreliquial circundado por poros em fendas;
4b = difratograma de raios X mostrando a composição do plasma do horizonte B do perfil da alta vertente (VOVH1), compondo-se essencialmente de caulinita (C), gibbsita (Gb) e goethita (Go);
4c = fotomicrografia do horizonte B da meia vertente superior (VOVH2), mostrando um plasma argilo-ferruginoso envolvendo um esqueleto predominantemente quartzoso, com impregnações ferruginosas em alguns sítios específicos abruptamente interrompidas no contato com o plasma; 
4d = análise termogravimétrica e sua derivada mostrando a composição do plasma do horizonte B da meia vertente superior (VOVH2), com composição gibbsítica (Gb) e caulinítica (C);
4e = fotomicrografia do horizonte C da meia vertente inferior (VOVH3), mostrando preservação da estrutura gnáissica e micas pseudomorfizadas (centro) com impregnações ferruginosas nos bordos e nos planos de clivagem;
4f = difratograma de raios X mostrando a composição do fundo matricial do horizonte C do perfil da meia vertente inferior, composto essencialmente de caulinita (C), gibbsita (Gb) e, secundariamente, goethita (Go).
O perfil de baixa vertente (Fig. 1c) apresenta um perfil desenvolvido em pedoambiente redutor, sugerindo um paleonível piezométrico, cujos indícios podem ser percebidos pela continuidade lateral da referida zona. 


CONCLUSÕES


1. Observações de campo, suportadas pelos dados micromorfológicos e mineralógicos, mostram uma ruptura na sequência de transporte e deposição ao longo das três topossequências investigadas. Os produtos intempéricos produzidos no segmento de alta vertente foram transportados e depositados no segmento de meia vertente, constituindo solos coluviais, cuja continuidade foi interrompida em direção ao segmento de baixa vertente.
 


(clique na figura para ampliá-la)
Figura 4: Topossequência 3. (a) = Fotomicrografia em luz plana do horizonte B de VOVH1. (b) = DRX do horizonte B de VOVH1. (c) = Fotomicrografia em luz plana do horizonte B de VOVH2. (d) = ATG e sua derivada do horizonte B de VOVH2. (e) = Fotomicrografia em luz polarizada do horizonte C de VOVH3. (f) = DRX do horizonte C de VOVH3. C = caulinita, Gb = gibbsita, Go = goethita.



2. Nos segmentos de baixa vertente, observou-se a ocorrência de solos pouco desenvolvidos (neossolo e cambissolo), em discordância com os modelos biostásicos referidos na literatura pertinente (Carson & Kirkby, 1972; Young, 1972, Ollier & Pain, 1996).
3. Embora as topossequências investigadas estejam situadas em vertentes com diferentes graus de voçorocamento, as informações levantadas com base nas análises micromorfológicas, mineralógicas, químicas e físicas, demonstram uma forte analogia pedogeomorfogenética entre as mesmas.

Agradecimentos: Este trabalho é suportado financeira e logisticamente pela FAPEMIG, CAPES e DEGEO-UFOP.

LITERATURA CITADA

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