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GEOQUÍMICA APLICADA A ROCHAGEM

Profª. Dra. Milena Carvalho de Moraes

Belém-Pará 2020

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SUMÁRIO

GEOQUÍMICA APLICADA A ROCHAGEM......................................................... 2 INTRODUÇÃO............................................................................................................ 2 1 CONCEITOS E FUNDAMENTOS APLICADOS A GEOQUÍMICA.................... 4 2 ABUNDÂNCIA GEOQUÍMICA DOS ELEMENTOS............................................. 6 3 POTENCIAL DE OXI-REDUÇÃO E DIAGRAMAS Eh-pH.................................. 9 4 MOBILIDADE DOS ELEMENTOS.......................................................................... 12 5 INTEMPERISMO: MINERAIS, REAÇÕES E CARACTERIZAÇÃO................. 15

5.1 INTEMPERISMO FÍSICO............................................................................................ 17 5.2 INTEMPERISMO QUÍMICO....................................................................................... 17 6 MINERAIS DE ARGILAS E SOLOS........................................................................ 22

6.1 ARGILAS....................................................................................................................... 22 6.2 SOLOS............................................................................................................................ 24 7 NATUREZA DOS MINERAIS PRIMÁRIOS E SECUNDÁRIOS.......................... 28

7.1 NATUREZA DOS REATIVOS..................................................................................... 29 8 GEOQUÍMICA DOS PROCESSOS EXÓGENOS.................................................... 31 9 GEOQUÍMICA DAS ROCHAS.................................................................................. 32 10 CICLOS BIOGEOQUÍMICOS................................................................................... 37 ATIVIDADES............................................................................................................... 40 ANEXO.......................................................................................................................... 41

BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA GOLDSCHMIDT, V. M. Geochemistry. The Clarendon Press, Oxford, 730 p., 1954. KRAUSKOPF, Konrad B. Introdução a geoquímica. São Paulo: Polígono, 1972. MASON, B; MOORE, C. B. Principles of Geochemistry. New York, Editor: John Wiley & Sons 1982. NAGY, N. M.; KÓNYA, J. Interfacial chemistry of rocks and soils. Surfactant science series. CRC Press and Taylor & Francis Group. New York, Vol. 148, 246 p., 2010 VELDE, B.; MEUNIER, A. The Origin of Clay Minerals in Soils and Weathered Rocks. Springer-Verlag Berlin Heidelberg, 426 p, 2008. VIEIRA, L. S. Manual da Ciência do Solo. Editora Agronômica Ceres, São Paulo-SP, 1988. 464p. TEIXEIRA, W; TOLEDO, M. C. M.; FAIRCHILD, T. R. & TAIOLI, F. Decifrando a Terra. São Paulo, Oficina de Textos, 2000. 558p.

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GEOQUÍMICA APLICADA A ROCHAGEM MILENA CARVALHO DE MORAES

GEOQUÍMICA APLICADA A ROCHAGEM INTRODUÇÃO

Caro discente, a disciplina Geoquímica Aplicada a Rochagem tem o objetivo explorar os conteúdos relacionados ao processo de remineralização do pó de rocha. Para tal, é necessário conhecimento sobre as reações químicas, os processos geológicos e como eles atuam em conjunto na referida matriz e, dessa forma, é preciso entender a constituição das rochas e as reações que ocorrem em decorrência da exposição das mesmas às condições intempéricas.

Serão apresentados conceitos básicos da geoquímica, os quais serão aplicados ao conjunto de processos que formam os remineralizadores, com utilização na agricultura, devido a elevada capacidade fertilizante para o solo, sem o uso de produtos químicos e mantendo a estrutura dos solos conservada, preceitos diretamente relacionados aos 17 eixos temáticos dos novos Objetivos de Desenvolvimento Sustentável (ODS) da ONU, a serem implementados no mundo até 2030, mais especificamente com o objetivo 2: Acabar com a fome, alcançar a segurança alimentar e melhoria da nutrição e promover a agricultura sustentável.

Figura 1 – Solo plantado com a cultura de cenoura. Disponível em: <https://www.instagram.com/p/CDH1ijMg2iS/?utm_source=ig_web_copy_link>. Acesso em 27/07/2020.

O uso de rochas moídas como fontes agrominerais com fins de fertilização do solo é conhecido como rochagem e estudo remonta do século XIX, onde o pesquisador alemão (químico, farmacêutico e médico) Julius Hensel (1844 – 1904) foi precursor nas pesquisas com poeira de rocha e a remineralização do solo, com ápice na divulgação do livro Bread from Stones (Pães de Rochas), em 1892. Hoje as pesquisas continuam e são a origem de vários trabalhos e eventos científicos com a temática.

Figura 2 – Julius Hensel, químico, farmacêutico e médico. Fonte: Google imagens.

“O solo atua como filtro e amortecedor de contaminantes, mas seu potencial é finito. Ele é um

recurso não renovável, sem o qual não teríamos

comida em nossos pratos. Preservar os solos é

essencial para a segurança alimentar e para o futuro

sustentável”. (ONU Brasil, 2020)

No Brasil a rochagem é um processo estudado por muito tempo, conforme o explicado pelo o pesquisador Evaristo Miranda. Veja no link indicado: O milagre das pedras transformadas em pão. Disponível em: <https://youtu.be/muOB9Oehq3c> Acesso em 20/07/2020.

Para saber mais

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Atualmente o Brasil é um dos maiores produtores agrícolas do mundo, entretanto, a dependência de produtos químicos para a fertilização dos solos ainda é um gargalo, responsável pelo aumento dos custos de produção. Neste contexto, a utilização de remineralizadores é uma alternativa, de baixo custo, eficiente e eficaz para potencializar o referido setor econômico. Desta forma, pesquisadores brasileiros têm se dedicado ao aprimoramento dos estudos dos remineralizados, com avaliação das características intrínsecas dos materiais, resposta das culturas do plantio e dos tipos de rochas mais adequadas para a rochagem.

“Os recursos minerais utilizados na fabricação de fertilizantes, os agrominerais, são

considerados estratégicos para o País. Os solos brasileiros precisam de nutrientes para manter a

produtividade do setor agrícola, e a geodiversidade nacional permite aproveitar diversas rochas

como fontes alternativas e condicionadores de solo para alcançar padrões de fertilidade compatíveis

com as necessidades regionais, promovendo mecanismos sustentáveis de desenvolvimento econômico

e ambiental.” (CETEM, 2015)

Figura 3 – Pó de rocha. Disponível em: <https://www.altivopedras.com/prod/po-de-rocha/>. Acesso em 15/07/2020.

Com o conhecimento adquirido no decorrer da disciplina, somado a leitura atenta do

material, o aluno irá adquirir ferramentas necessárias para responder ao questionamento central da disciplina: Como ocorre o processo de remineralização do pó de rocha? Para a fixação do aprendizado compartilhado é necessário explorar as seções “Para saber mais” e responder os exercícios propostos no decorrer do material.

Boa Leitura!

Pesquisa apresentada pela geóloga e pesquisadora da Companhia de Pesquisa de Recursos Minerais- Serviço Geológico do Brasil/ Superintendência de Porto Alegre – CPRM, Magda Bergmann, palestra ministrada no 2º Fórum Brasileiro de Agricultura Sustentável, realizado em Goiânia-GO, de 20 a 22 de agosto de 2018. Veja no link indicado: Potencial agrogeológico de remineralizadores do Brasil. Disponível em: <https://youtu.be/CVtX2EYnO4E>. Acesso em 25/07/2020. O pesquisador Eder Martins, no Conexão Ciência apresenta as vantagens da rochagem, processo que consiste no uso de rochas moídas na agricultura para recuperar a fertilidade do solo. Veja no link indicado: Pó de rocha – alternativa para melhorar o solo Disponível em: < https://youtu.be/azwXSAtCae8>. Acesso em 10/05/2020.

Para saber mais

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1 – CONCEITO E FUNDAMENTOS APLICADOS A GEOQUÍMICA

A geoquímica é a área de estudo que tem por base as ciências da Geologia e da Química, atuando em conjunto para elucidar o comportamento químico dos elementos contidos nas rochas em diversas condições ambientais ou antrópicas e suas interações. Para o estudo de rochagem a geoquímica é uma disciplina fundamental, devido o mecanismo de atuação dos remineralizados no solo ser biogeoquímico, onde o pó de rocha, por estar finamente triturado, reage com maior velocidade às condições climáticas e biológicas, liberando os elementos químicos necessários ao aumento da fertilidade do solo, bem como, promovendo as diversas reações no sistema, a esse conjunto de fatores podemos denominar de Variáveis Agrogeológicas. Como está mostrado no esquema a seguir:

Figura 4 – Organização esquemática entre as variáveis agrogeológicas. Fonte: Adaptado de Eder Martins, 2016.

A expansão do conhecimento, do comportamento dos elementos e sua presença na natureza

deu-se, através de algumas observações pretéritas das práticas em agricultura [século XVI], bem como de outros naturalistas da Renascença. Foram necessários outros dois requisitos para o desenvolvimento da Geoquímica [século XVIII]: a descoberta dos elementos químicos e a criação/melhoria de métodos exatos e precisos para a análise de rochas e minerais. As pesquisas do químico Antoine Lavoisier, e seus contemporâneos, durante o período em que a química moderna começa a ser instituída, já anteviam perspectivas em torno dos processos relacionados a composição dos oceanos, atmosfera, sólidos, rochas e processos que poderiam atuar na modificação deles. Ao passo em que ocorria e evolução analítica no desenvolvimento de técnicas de separação e caracterização das propriedades dos elementos, os pesquisadores Lavoisier, Davy, Dalton e outros, adicionalmente, colaboraram para o debate com geólogos sobre a composição da Terra. Nesse período, De l'Isle e Hauy desenvolveram as primeiras observações em cristais, permitindo avançar rapidamente nas áreas de mineralogia e cristaloquímica.

Segundo Fersman (1966) a Geologia é a ciência que estuda a Terra, a crosta terrestre, sua história, suas transformações, como são formadas montanhas, rios e mares, como surgem vulcões e lava e como os sedimentos de lodo e areia crescem lentamente no fundo dos oceanos, assim, atrelada a Geologia a Mineralogia estuda diferentes minerais. O mineral é uma combinação de elementos

PÓ DE ROCHA

- Composição Química

- Composição Mineralógica

- Granulometria

SISTEMAS DE CULTIVOS

- Desenvolvimento de Raízes

- Ciclagem

- Cobertura do Solo

SOLO

- Composição Química

- Composição Mineralógica

- Atividade Biológica

CLIMA

- Precipitação

- Temperatura

- Edafoclima

VARIÁVEIS AGROGEOLÓGICAS

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químicos que se originam naturalmente, sem a intervenção do homem. É um tipo de edifício feito de pequenos tijolos em quantidades variáveis, mas não é uma pilha bagunçada, e a partir desses tijolos uma obra é construída de acordo com leis definidas pela natureza. É perfeitamente compreensível que com tijolos idênticos, tomados em quantidades iguais, diferentes edifícios possam ser construídos. O que significa que exatamente o mesmo mineral pode existir na natureza nas formas mais diversificadas, apesar de sua composição química ser a mesma. Nesse contexto, a geoquímica foi definida com o estudo da história dos elementos químicos na crosta da Terra e seu comportamento sob diferentes condições termodinâmicas e físico-químicas.

Fundamentalmente, a Geoquímica era considerada como a ciência responsável pelo estudo das características químicas da Terra e, seus objetivos eram a descrição da distribuição dos elementos e seus isótopos na atmosfera, hidrosfera, crosta, manto e núcleo. Tradicionalmente a intenção da referida área da ciência era a obtenção de dados semelhantes a partir de materiais extraterrestres, no entanto, ocorreu uma mudança de foco desde uma perspectiva puramente descritiva para uma de estudo dos mecanismos que dão origem aos fenômenos observados na Terra. Uma grande parte de elementos químicos são imersos em ciclos que os conduzem desde o interior até a superfície da Terra. Os tempos de residência dos elementos químicos permitem quantificar a dinâmica desses ciclos que são vários milhões de anos, ou menos, nos oceanos, e muito mais curtos na atmosfera. Na Terra sólida, estes valores são várias ordens de grandeza mais elevada.

A Geoquímica sofreu, com o passar dos anos, uma forte evolução conceitual, motivadas pelo avanço nos estudos e nas técnicas analíticas aplicadas para a elucidações da composição química das rochas e das reações existentes.

Christian Friedrich Schönbein (1838): Geoquímica é o estudo químico dos minerais geológicos;

Victor Moritz Goldschmidt (1922 – 30): O principal objetivo da geoquímica é, por um lado, determinar de forma quantitativa a composição da terra e suas partes e, por outro lado, descobrir as leis que controlam a distribuição individual dos elementos;

Vladmir Ivannovich Vernadsky (1929): A geoquímica estuda os elementos químicos na crosta terrestre e, até onde seja possível, em todo o globo terrestre;

Brian Harold Mason (1952): A geoquímica pode ser definida como a ciência que trata da química da Terra como um todo e suas partes componentes. A geoquímica trata da distribuição e da migração dos elementos químicos dentro da Terra no espaço e no tempo;

Goldschmidt (1954): Estudo das leis que regem a distribuição de elementos químicos e seus isótopos na Terra;

P. Vidal (1994): Reconhecer e descrever os ciclos de elementos químicos em processos geológicos e estabelecer os balanços de transferência de matéria. Junto com a Cosmoquímica, a Geoquímica pode identificar os processos pelos quais, a partir de uma nebulosa protossolar homogênea foram produzidos planetas diferenciados e heterogéneos.

Hoje pode-se definir a Geoquímica como a ciência que busca a identificação e a descrição de ciclos biogeoquímicos e o estabelecimento dos balanços de transferência de matéria. Associada à Cosmoquímica, a Geoquímica procura identificar os processos que, a partir de uma nebulosa protossolar homogênea, levaram à geração de um planeta heterogéneo. A geoquímica é uma ciência diversificada e em constante evolução, detentora de quatro eixos ou objetivos norteadores (FAURE, 1991):

(i) Conhecer a distribuição dos elementos químicos na terra e no sistema solar; (ii) Encontrar as causas para as composições químicas observadas em materiais terrestres e

extraterrestres; (iii) Entender as reações químicas na superfície da terrestre, em seu interior e no sistema solar; (iv) Compilar as informações analíticas obtidas em ciclos geoquímicos e analisar/avaliar como

esses ciclos funcionaram no passado geológico e como eles podem ser alterados no futuro. Mineralogia é a parte da geoquímica que se dedica ao estudo dos minerais, através das suas

propriedades, constituição, estrutura, gênese e modos de ocorrência. A composição mineralógica é uma propriedade muito importante nos sedimentos e, em conjunto com as características texturais e

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de estruturas sedimentares, define as propriedades dos agregados minerais (SUGUIO, 2003). De posse do entendimento dos conceitos básicos relacionados à Geoquímica, os próximos capítulos descreverão como ela está inserida no processo de formação e atuação dos remineralizadores. 2 – ABUNDÂNCIA GEOQUÍMICA DOS ELEMENTOS

Existem correntemente 118 elementos químicos conhecidos, incluindo seis gases nobres e 30 elementos que não são encontrados naturalmente (ou que não têm isótopos estáveis). Surpreendentemente, os minerais mais comuns da Terra são compostos por apenas cerca de 15 elementos químicos. (KLEIN; DUTROW, 2012)

Embora não seja possível determinar diretamente a composição média da Terra inteira, hipóteses e cálculos podem ser feitos usando limites que incluem a composição média de diferentes tipos de meteoritos e composições conhecidas do núcleo, manto e crosta. Isto fornece uma estimativa média da composição global da Terra. Baseados nestes procedimento, Mason e Moore (1982) calcularam a composição média da Terra em porcentagem de peso: Fe, 34,63%; O 2~53%; Si, 15,20%;Mg 12,70%; Ni 2,39%; S 1,93%; Ca 1, 13%; Al 1,09% e sete outros elementos (Na, K, Cr, C o, Mn, P e Ti) com quantidades de 0,1 a 1% cada um. Embora todos esses elementos, na calculada abundancia média da Terra (exceto o Ni e o S), sejam também elementos maiores na listagem da abundância média da crosta (Figura 5), a sua ordem está alterada por causa da inclusão de materiais do núcleo rico em Fe-Ni-S e do manto rico em silicatos. Isto significa que cerca de todos os elementos químicos presentes, apenas 15 constituem a matéria básica comum à maioria dos minerais (Figura 5).

Figura 5: Os oito elementos mais comuns na crosta terrestre (números entre colchetes referem-se ao número de coordenação). Fonte: Masan; Moore,1982; Klein, 2002.

O oxigênio é o elemento mais abundante, sua predominância é ainda mais evidente quando as porcentagens em peso originais são recalculadas para porcentagens de átomos e porcentagens em volume (Figura 5). Como tal, a crosta da terra consiste quase inteiramente em compostos de oxigênio que são principalmente silicatos, carbonatos, óxidos, hidróxidos, fosfatos e sulfatos. Em termos do número de átomos, o oxigênio excede 60%. Quando se considera o volume dos íons mais comuns, observa-se que o oxigênio constitui aproximadamente 94% do volume total da crosta. Em outras palavras, a crosta da Terra, em escala atômica, consiste essencialmente em um empacotamento fechado de ânions de oxigênio, com íons metálicos intersticiais, principalmente o Si. Por causa da grande abundância do oxigênio e de outros elementos de baixo peso atômico na crosta, a densidade média dela é de aproximadamente 2,8g/cm3 (2.800kg/m3 ).Assim, os minerais conhecidos como

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minerais formadores de rocha na crosta são, com poucas exceções, membros dos grupos dos silicatos, óxidos e carbonatos, que possuem o oxigênio como principal ânion. Análises químicas quantitativas dos minerais possibilitam o agrupamento dos elementos com base na sua abundância. Quando os elementos químicos ocorrem em grandes quantidades (>1% em peso), eles são considerados elementos maiores e são medidos em porcentagem em peso (% em peso). Elementos menores ocorrem em quantidades menores (0,1 - 1,0% em peso), mas também são medidos em porcentagem em peso (% em peso). Outros elementos ocorrem em quantidades muito pequenas (<0,1% em peso) e são chamados de elementos traço. Os elementos traço são medidos em partes por milhão (ppm) ou partes por bilhão (ppb). Apesar de sua pouca abundância, os elementos traço podem fornecer informações sobre os processos geológicos, tais como temperatura ou pressão nas quais os minerais são formados.

Muitos elementos importantes para a nossa economia têm abundância média muito baixa na crosta e ocorrem como elementos traço. Por exemplo, em uma típica rocha crustal, o Cu (número atômico, Z = 29) tem abundância de 55 ppm, o Pb (Z = 82) = 13 ppm e o Hg (Z = 80) = 0,08 ppm. Muito interessante é o Zr (Z = 40), elemento de uso menos comum, que é mais abundante que o Cu (com média de 165 ppm) que tem uso muito maior. Os elementos traço ocorrem nas rochas de dois modos: (1) como elementos que formam seus próprios minerais e (2) corno elementos que estão apenas dispersos ou admitidos em outros minerais. Alguns elementos que são fortemente concentrados em minerais específicos incluem o Zr (para formar o mineral zircão, ZrSi04) e o Ti (no rutilo, Ti02 e na ilmenita, FeTi03). Por outro lado, o rubídio (Rb Z = 37) geralmente não forma compostos específicos de Rb, em vez disso, ele encontra-se disperso em minerais de K. Desta forma: o Rb é um exemplo de elemento disperso. A figura 6 é referente à distribuição dos elementos químicos na crosta terrestre e suas separações conforme aplicação (Tabela 1)

Figura 6: Composição da Crosta Terrestre em termos de número de átomos do elemento por cada 1.000.000 de átomos de Silício. Fonte: adaptado de Goldschmidt, 1954. Tabela 1 – Aplicações dos elementos químicos

Metais de interesse industrial Al, Mg, Ti, Fe, Mn, Cr, Zn, Cu, Ni, Mo, Sn, W, Pb Metais preciosos Ru, Rh, Ag, Pd, Os, Ir, Pt, Au Metais Terra raras Sc, Y, La, Ce, Pr, Nd, Eu, Sm, Gd, Dy, Er, Tb, Ho, Tm, Yb, Lu

Outro entendimento necessário para a compreensão dos processos de remineralização é a

classificação geoquímica de Goldschmidt, foi desenvolvida por Victor Goldschmidt (1888-1947), onde ele agrupa os elementos químicos em suas principais características geoquímicas chamadas por

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ele de fases, sendo divididas em quatro siderófilos, calcófilos, litófilos e atmófilos, as quais serão definidas abaixo, bem como, seus elementos químicos representativos (Tabela 2). Elementos Siderófilos: são constituídos pelos elementos de transição externa e interna com alta densidade, tendo grande afinidade geoquímica com o ferro, tanto em fase sólida quanto fundida. Também podem se agregar com Ni, Co, Pt. Elementos mais comuns no núcleo da Terra por apresentarem mais afinidade pelo ferro do que pelo oxigênio e enxofre. Encontrados também em meteoritos. Elementos Calcófilos: são os elementos encontrados no manto terrestre, tais como o cobre, enxofre e selênio. Conhecidos como os metais pobres, ou ainda fora dessa classe os não-metais pesados. Possuem mais afinidade com as fases sulfetadas do que com o oxigênio, formando assim compostos altamente insolúveis. Elementos Litófilos: São os elementos mais reativos dos blocos "S" e "F" da tabela periódica, entrando também nessa classificação alguns não-metais e metais (bloco "D") mais reativos. Apresentam afinidade com os silicatos, sendo encontrados por isso na maior parte na litosfera (crosta terrestre). Elementos Atmófilos: São os elementos encontrados principalmente ou as vezes exclusivamente no estado gasoso. Devido a sua variação de volatilização são encontrados tanto na atmosfera quanto na hidrosfera. Alguns elementos podem estar classificados em várias dessas fases. Tabela 2: elementos químicos separados de acordo com a Calssificação de Goldschmidt. SIDERÓFILOS

(Metais) CALCÓFILOS

(Sulfetos) LITÓFILOS

(Silicatos) ATMÓFILOS

(Ar) Fe, Co, Ni, Os, Ir, Pt, Au, Re, Mo, Ge, Sn, C, P, (Pb, As, W)

Cu, Ag, Zn, Ca, Mg, Ga, In, Ti, (Ge), (Sn), Pb, As, Sb, B, S, Se, Te, (Fe), (Mo), (Cr)

Li, Na, K, Rb, Cs, Be, Mg, Ca, Sr, Ba, B, Al, Sc, Y, (C), Se, Ti, Zr, Hf, Th, (P), V, Nb, Ta, O, Cr, W, U, (H), F, Cl, Br, I, (Ti), (Ga), (Ge)

H, He, Ar, Kr, Xe, Rn, N

Para que os minerais formadores de rochas existam de forma estável na natureza são

necessárias condições definidas para que as reações de formação ocorram, condições essas denominadas Regras de Goldschmidt, baseadas em três propriedades dos elementos químicos: Raio iônico (distância que vai do núcleo do átomo até o seu elétron mais externo); Carga iônica (corresponde ao número de oxidação) e; Eletronegatividade (força de atração exercida sobre os elétrons de uma ligação). A tabela 3 mostra como as propriedades referidas ocorrem: Tabela 3 – Propriedades inerentes à Regras de Goldschmidt.

RAIO IÔNICO CARGA IÔNICA ELETRONEGATIVIDADE - Dois íons com o mesmo raio iônico e a mesma carga entram numa rede com a mesma facilidade. - Se dois íons tiveram raios similares e cargas iguais, o íon

- Dois íons com a mesma valência e raio poderão se substituir com facilidade por meio do mecanismo de solução sólida, em uma estrutura cristalina, em quantidades

- Se uma substituição for possível por dois elementos com eletronegatividades diferentes, aquele com a eletronegatividade menor será incorporado mais fácil.

Para um melhor entendimento sobre a classificação de Goldschimidt assista o vídeo sugerido. Veja no link indicado: Afinidade Geoquímica - Classificação de Goldschmidt. Disponível em: < https://youtu.be/7JYsmLA-eIs>. Acesso em 28/07/2020.

Para saber mais

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menor entrará mais fácil na rede cristalográfica. - Se dois íons tiveram raios similares, aquele com a carga maior entrará mais fácil na rede cristalográfica.

iguais a suas proporções globais. - Se 2 íons têm um raio similar e a mesma valência, o íon menor será incorporado preferencialmente no sólido versus líquido. - Se 2 íons têm raio similar, porém, valências diferentes, o íon com mais alta carga será preferencialmente incorporado no sólido versus líquido.

3 – POTENCIAL DE OXI-REDUÇÃO E DIAGRAMAS Eh-pH.

As cargas elétricas e o potencial hidrogeniônico (pH) do solo são propriedades muito importantes para o processo de remineralização, tendo em vista que a capacidade de um mineral reagir perdendo ou ganhando elétrons influenciará em qual tipo de elemento químico estará disponível para a fertilidade dos solos e consequente nutrição das plantas, desta mesma forma o pH do solo é um fator de disponibilidade de elementos e de velocidade no processo de rochagem, além da acidez e basicidade serem qualidades para definir o tipo de vegetação a ser cultivada.

A principal fonte de águas subterrâneas (água vadosa ou meteórica) é a precipitação que cai na superfície da Terra. Em menor quantidade, as águas subterrâneas se formam a partir da chamada água juvenil, ou seja, água formada quimicamente dentro da Terra e trazida à superfície em rochas intrusivas. As águas subterrâneas naturais podem conter uma grande variedade de espécies dissolvidas, dependendo da composição das formações geológicas onde foram formadas e com as quais entraram em contato. Na maioria das vezes, seu pH é quase neutro. Pode ser considerada uma solução eletrolítica complexa contendo cátions e ânions hidratados, associações de íons, compostos orgânicos solúveis, complexos e moléculas dissolvidas (gases) (SPOSITO, 2008).

Os cátions mais importantes são os íons cálcio, magnésio, sódio e potássio; os ânions mais importantes são os íons hidrocarbonato / carbonato, cloreto e sulfato. Em alguns casos, estão presentes amônio, alumínio, íons ferrosos / férricos (cátions) e nitrato, SiO3

2−, AlO33− (ânions). Além disso,

existem oligoelementos em todas as águas subterrâneas. Os compostos orgânicos solúveis são ácidos fúlvicos com pequeno peso molecular, ácidos carboxílicos e carboidratos. Os gases dissolvidos são principalmente oxigênio e dióxido de carbono. O principal componente da maioria das águas subterrâneas é o Ca(HCO3)2, sendo a quantidade total do material dissolvido de 300 a 500 mg / dm3. O segundo grupo de águas contém Mg(HCO3)2, sendo a quantidade de substâncias dissolvidas muito maior (~ 1500 mg / dm3). Em áreas secas, as águas subterrâneas contêm refrigerante (NaHCO3), enquanto em áreas pantanosas as águas frequentemente contêm sulfato também. Naturalmente, as águas subterrâneas também podem conter poluentes antropogênicos, fortemente dependendo da atividade humana (SPOSITO, 2008).

Um diagrama de pE-pH é um diagrama de predominância, no qual a atividade eletrônica é a variável de atividade dependente escolhida para representar o pH. Assim, o valor de pE desempenha o mesmo papel que o valor de log. A reação de anoxidação-redução (ou redox) é uma reação química na qual elétrons são transferidos completamente de uma espécie para outra. As espécies químicas que doam elétrons nesse processo de transferência de carga são chamadas redutoras, enquanto as que aceitam elétrons são chamadas oxidantes (SPOSITO, 2008).

A acidez do solo é expressa quantitativamente pelo logaritmo comum negativo da atividade de prótons, o valor do pH. Da mesma forma, a "oxidabilidade" do solo pode ser expressa pelo logaritmo comum negativo da atividade eletrônica, o valor de Eh ou pE. A formação de redutores quase sempre resulta no consumo de prótons e, portanto, no aumento do pH. Se pE estiver equilibrado com um certo valor na escada redox, as espécies favoritas em todos os pares redox se acoplam em

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valores de pE mais altos (mais baixos) do que o pE equilibrado é a espécie redutora (oxidante) nos pares (SPOSITO, 2008).

Grandes valores de pE favorecem a existência de espécies pobres em elétrons (isto é, oxidantes), assim como grandes valores de pH favorecem a existência de espécies pobres em prótons (isto é, bases). Pequenos valores de pE favorecem espécies ricas em elétrons, redutores, assim como pequenos valores de pH favorecem espécies ricas em prótons, ácidos. Ao contrário do pH, no entanto, o pE pode assumir valores negativos. Essa diferença resulta das convenções separadas usadas para definir o log K para reações ácido-base e redox. Para ilustrar esses conceitos, considere um diagrama de pE – pH para Fe com base nas condições dos solos das Filipinas com a sequência de redução representada à direita com base nos potenciais de redução das semirreações (Figura 7) (SPOSITO, 2008).

Primeiro, é escolhido um conjunto de espécies redox: Fe(OH)3(s), um mineral de Fe (III)

pouco cristalino semelhante ao ferri-hidrito favoreceria em solos inundados; FeCO3(s), um mineral

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carbonato observado em solos anóxicos; e Fe2+. A dissolução redutiva de Fe (OH)3(s) está listada na Tabela 7 e sua relação pE-pH associada, seguindo as etapas listadas culminando na reação de dissolução da siderita (SPOSITO, 2008).

As etapas na construção de um diagrama de pE-pH estão resumidas a seguir: 1. Estabeleça um conjunto de espécies redox e obtenha valores de log K para todas as reações possíveis entre as espécies. 2. A menos que outras informações estejam disponíveis, defina as atividades de água líquida e todas as fases sólidas iguais a 1,0. Defina todas as pressões da fase gasosa em valores apropriados às condições do solo. 3. Desenvolva cada expressão para o log K em uma relação pE-pH. Em uma relação envolvendo uma espécie aquosa e uma fase sólida em que está envolvida uma alteração no número de oxidação, escolha um valor para a atividade da espécie aquosa. 4. Em cada reação envolvendo duas espécies aquosas, defina as atividades das duas espécies iguais.

O diagrama de pE-pH (Figura 8) resultante é dividido em regiões geométricas com interiores que são domínios de estabilidade de uma espécie aquosa ou de uma fase sólida e com linhas de contorno geradas pela transformação definidas a partir de equações de oxirredução (ou outra expressão adequada para uma constante de equilíbrio) em relações pE-pH. Examinando um diagrama de pE-pH para um elemento químico (por exemplo, Mn ou S), pode-se prever as espécies redox esperadas em equilíbrio sob condições oxicais, subóxicas ou anóxicas em um solo com um determinado valor de pH (SPOSITO, 2008)

Figura 8 – Diagrama pE–pH para o sistema Fe(OH)3(s), FeCO3(s), e Fe2+. Fonte: Sposito, 2008.

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A representação esquemática (Figura 9) do processo de formação do solo com destaque para o processo de intemperismo, juntamente com os fatores de pH e de lixiviação, que ocasiona o carreamento de ácidos orgânicos ou ligantes presentes na matéria orgânica no solo através das soluções do solo. As etapas de mudanças sofridas pelo solo, mostradas na imagem ilustram a importância do pH e consequente pE nos processos de remineralização e disponibilidade dos nutrientes.

Figura 9 – Representação do processo de gênese do solo ácido na Selva di Gallignano (Ancona, Itália). Fonte: Huang; Gobran, 2005. 4 – MOBILIDADE DOS ELEMENTOS.

Mobilidade geoquímica é a facilidade com que o elemento (ou substância) se desloca em um determinado meio. O conhecimento de quais são as formas químicas estáveis em um determinado conjunto de condições (pH, Eh, concentração, adsorção, CTC, teor de matéria orgânica, existência de sais dissolvidos, presença – ou, melhor, “atividade” – de cátions e ânions, clima e temperatura, por exemplo) é o ponto essencial para compreender a mobilidade dos elementos contaminantes nos diversos compartimentos terrestres. O conteúdo de elementos contaminantes de um meio é função das fases móveis originadas a partir dos contaminantes iniciais. A característica geoquímica fundamental das emissões antrópicas contaminantes é justamente o desequilibro químico, com a consequência existência de elementos em fases móveis.

Entender como ocorre a mobilidade geoquímica dos elementos químicos é de suma importância para analisar a atuação do pó de rocha em diversos tipos de solos. Veja no link indicado: Mobilidade de Elementos por Fluidos - Por que alguns elementos são mais móveis que outros? Disponível em: < https://youtu.be/eLYKQ3GN23s>. Acesso em 21/07/2020.

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Conhecer a composição química das rochas trituradas adicionas ao solo e as condições climáticas as quais elas estão submetidas, irá definir a mobilidade dos elementos químicos no sistema solo-planta. Essas reações ocorrem dentro da rizosfera, a parte do solo que contém e as raízes dos vegetais (Figura 10)

Figura 10 – Rizosfera. Fonte: Adaptado de Google imagens.

Pelo menos três processos desencadeados por exsudatos radiculares podem induzir certas

alterações no fracionamento de metais no solo. A introdução de exsudatos radiculares no solo pode causar alterações de pH, fornecer ligantes para complexação de metais e melhorar a atividade microbiana. Cada um desses processos pode mobilizar ou imobilizar metais no solo. As biomoléculas de culturas aquosas puras das plantas podem ser bastante diferentes daquelas na presença do solo, de forma que a extensão e a direção dos exsudatos radiculares são fatores significativos no processo de mobilidade dos elementos químicos (Huang; Gobran, 2005).

Existem duas categorias principais de processos que ocorrem durante o cultivo, mobilização

e bioacumulação. A mobilização induzida pelas raízes das plantas e atividades microbianas libera metais das frações relativamente inertes para a fração trocável, enquanto a bioacumulação reduz o reservatório trocável ao esgotar os metais da solução do solo (Huang; Gobran, 2005).

Os procedimentos envolvidos na captação de metal, portanto, podem ser: (1) disponibilidade de elementos químicos organizados em reservatórios com menor biodisponibilidade para frações com maior biodisponibilidade; e (2) absorção da fração trocável pela planta. No caso de elementos como o cobre e o cádmio trocáveis, a tendência de aumento seguido de diminuição é o resultado dos dois processos atuando em direções opostas. O aumento ou queda nas concentrações dependem da intensidade relativa entre elas (Figura 11) (Huang; Gobran, 2005).

RIZOSFERA

Nesse vídeo o conceito, a importância e as características da rizosfera são apresentadas com o objetivo de reforçar os ensinamentos transmitidos em sala de aula. Veja no link indicado: Rizosfera - Aspectos Gerais Disponível em: < https://youtu.be/r3KOlBaCKl8>. Acesso em 10/06/2020.

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Figura 11 – Efeitos combinados de mobilização e bioacumulação sobre os níveis da fração trocável (Exc.) dos metais em função do tempo. Fonte: Huang; Gobran, 2005.

A rizosfera é considerada um microambiente mais ácido do que o solo a massa completa de solo, que contém mais matéria orgânica e no qual os microrganismos são mais abundantes. Na verdade, o solo sob a influência da raiz geralmente tem um pH mais baixo, embora o efeito no pH dependa do estado nutricional da planta (Haynes, 1990; Nye, 1981). Uma planta absorve ânions e cátions, mas raramente em uma quantidade equivalente. Para manter sua eletroneutralidade e a da solução do solo circundante, a planta deve extrudar OH- ou H+ para equilibrar o equilíbrio ânion-cátion. Em muitos casos, a planta absorverá mais cátions do que ânions, induzindo assim a liberação de H+ e a acidificação da zona do solo sob a influência das raízes. A rizosfera também contém uma maior quantidade e diversidade de matéria orgânica (Grayston et al., 1996). O aumento da presença de matéria orgânica é induzido pela própria raiz, através da rizodeposição (Huang; Gobran, 2005).

Óxidos de Fe, Al e Mn comumente ocorrem em solos, particularmente aqueles em estágios avançados de intemperismo (Hsu, 1989; Cornell e Schwertmann, 1996; Kampf et al., 2000; Churchman, 2000; Violante et al., 2002c). Os hidróxidos de Al cristalizam em três polimorfos: gibbsita, baerita e nordstrandita. A gibbsita é um produto comum de intemperismo tropical e subtropical é um dos principais minerais em muitos Latossolos e um componente mineral secundário em muitos Argissolos. A aparente raridade de nordstrandita e bayerita na natureza reflete dificuldades em identificá-los devido às suas baixas concentrações e mascaramento pela presença de gibbsita. O mineral gibbsita frequentemente mostra-se em imagens de microscópios eletrônicos como placas hexagonais, porém hastes hexagonais alongadas também foram observadas.

Os cristais de bayerita têm uma morfologia triangular ou em forma de barril, enquanto a nordstrandita foi encontrada na natureza como cristais que se irradiam para cavidades de solução e como pequenos grânulos em ambientes alcalinos (Huang; Gobran, 2005). Os dois polimorfos de Al-oxihidróxido cristalinos que existem em ambientes naturais são boemita e diásporo. Gibbsita, boemita e diásporo são os três hidratos de Al, que são os principais constituintes das bauxitas e lateritas. Produtos de precipitação de Al de curto alcance ou não cristalino são onipresentes em ambientes de solo (Parfitt, 1980; Kampf et al., 2000). Eles dominam as reações químicas em solos por causa de seus tamanhos de partícula extremamente pequenos e superfícies altamente reativas. Na forma pura, eles não são estáveis, mas na presença de ânions quelantes podem permanecer inalterados

Os solos são a base da vida para diversas matrizes e a movimentação dos nutrientes faz com eles sejam mais ou menos férteis. Veja no link indicado: A importância do solo como recurso para uma vida mais sustentável. Disponível em: < https://youtu.be/9NqgxdoJwV0>. Acesso em 25/07/2020.

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indefinidamente. Precipitados de Al de ordem de curto alcance e espécies de OH-Al solúveis frequentemente revestem minerais cristalinos em solos ou podem ser intercamadas nos espaços interlamelares de vermiculitas ou esmectitas, alterando as propriedades de superfície desses filossilicatos (Huang; Gobran, 2005). Vermiculitas e esmectitas intercaladas com OH-Al são particularmente abundantes em Argissolos e Alfissolos (Barnhisel e Bertsch, 1989).

Os principais óxidos e oxihidróxidos de Fe podem existir como minerais cristalinos (hematita, goethita, lepidocrocita, maghemita e magnetita), ordenados de curto alcance (ferrihidrita de 6 ou 2 linhas) ou precipitados não cristalinos, que estão parcialmente presentes como revestimentos em minerais de argila e substâncias húmicas (Cornell e Schwertmann, 1996). Goethita e hematita são os óxidos de Fe cristalinos mais abundantes nos solos. A hematita se forma a partir da ferrihidrita por meio de uma reação de estado sólido, enquanto a goethita se forma a partir da ferrihidrita por meio de um processo de dissolução-precipitação. A hematita tende a se formar em altas temperaturas em situações de seca e com baixos teores de matéria orgânica, enquanto a formação de goethita é promovida por baixas temperaturas, alta umidade do solo e relativamente altos teores de matéria orgânica. A hematita geralmente tem a forma de placas hexagonais, mas outras morfologias foram descritas, como bastonetes e elipsóides granulares. As morfologias básicas da goethita são agulhas aciculares. A ferridrita cobre uma gama de compostos mal ordenados, cujo grau de ordenação depende da taxa de hidrólise e do tempo de envelhecimento, são principalmente encontrados em solos, especialmente podsolos (horizontes B), Andisolos e horizontes pláxicos, possui formação favorecida pela presença de altas concentrações de silicatos, fosfato, matéria orgânica e alguns cátions, incluindo Al e Mn, que inibem a formação de óxidos de Fe cristalinos. A ferridrita forma partículas muito pequenas, com tamanho de 4 a 6 nm e forma mais ou menos esférica.

Muitos estudos demonstraram que em certas razões críticas de Fe / Al, os íons Fe e Al podem co-precipitar, formando óxidos mistos ordenados de curto alcance (ferrihidritas aluminosas) de diferente composição química, tamanho, natureza, solubilidade e reatividade (Cornell e Schwertmann, 1996; Colombo e Violante, 1996). A lepidocrocita é muito menos comum que a hematita e a goethita, mas não é rara. Revestimentos de ferro ao redor das raízes do arroz, formados por goethita e lepidocrocita, foram identificados. Maghemita, magnetita, schwertmannita e acaganeita são outros óxidos de Fe presentes em ambientes de solo, que se formam sob condições específicas (Cornell e Schwertmann, 1996). 5 – INTEMPERISMO: MINERAIS, REAÇÕES E CARACTERIZAÇÃO

Os processos superficiais resultantes da interação entre as rochas (litosfera), o ar (atmosfera), a água (hidrosfera) e os organismos (biosfera) são denominados de intemperismo. O intemperismo inclui todos os mecanismos responsáveis pela fragmentação das rochas, produção de íons dissolvidos, e o desenvolvimento de formações pedológicas na superfície da Terra. O intemperismo tende a alcançar um estágio de equilíbrio se as condições ambientais permanecerem estáveis. A intensidade do intemperismo é principalmente controlada pela litologia, clima e morfologia. Rochas são todas as mais sensíveis ao intemperismo desde que elas sejam moles, poros maiores, heterogêneas ou fraturadas. O clima e os fatores morfológicos determinam o caráter físico ou químico do intemperismo (CHAMLEY, 1989).

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Processos através dos quais, agentes atmosféricos, hidrosféricos e biológicos atuam, reagindo com os minerais constituintes das rochas, dentro da zona de influência da atmosfera, produzindo novas fases minerais, que são relativamente mais estáveis. É em essência uma adaptação dos minerais das rochas às condições superficiais, bastante diferentes, daquelas em que eles se formaram (CAPUTO, 2006).

Figura 12: Representação do intemperismo físico, químico e biológico. Fonte: Google imagens

O intemperismo ocorre porque minerais formados de uma maneira particular (digamos em alta temperatura no caso das rochas ígneas) são frequentemente instáveis quando expostos a várias condições que afetam a superfície da Terra. Devido intemperismo envolver interação das rochas com a atmosfera e hidrosfera, ele varia com o clima. As propriedades físicas ou mecânicas das rochas sedimentares dependem grandemente da sua composição mineralógica (química), textura, estrutura, bem como de sua matriz e cimento (CAPUTO, 2006).

As rochas suportam bem a grandes esforços compressionais, porém a pequenos tensionais. Este conceito não é tão simples quanto parece. Por exemplo, duas rochas, com a mesma resistência compressional, podem se comportar de modo completamente diferente quanto à abrasão ou à tensão (CAPUTO, 2006).

Os arenitos são menos resistentes do que os quartzitos, apesar de ambas rochas terem alto teor de sílica. Naqueles as ligações entre os grãos de quartzo são frágeis, o que não ocorre nos quartzitos, devido ao metamorfismo que rearranjou e interligou mais fortemente seus grãos. Um arenito fino é mais resistente do que um grosseiro (CAPUTO, 2006). Existem três tipos de intemperismo, o físico, o químico e o biológico (Tabela 4), os quais serão discutidos a na sequência.

Tabela 4: Tipos de intemperismo e processos.

Tipos Processos

Físico

Variações de temperatura Congelamento da água Cristalização de cristais Alívio de pressão INTEMPERISMO

Químico Oxidação

Dissolução Acidificação, etc. Biológico Ação de organismos

Fonte: Caputo, 2006.

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5.1 – INTEMPERISMO FÍSICO

A desagregação ocorre na superfície da rocha, enquanto em profundidade a rocha mantém-se isolada dos agentes de intemperismo. O intemperismo físico é a desintegração das rochas da crosta terrestre pela atuação de processos inteiramente mecânicos. É o processo predominante em regiões áridas, de precipitação anual muito baixa, tais como desertos e zonas glaciais. Nestas regiões de condições climáticas extremas a desagregação das rochas é controlada por variações bruscas de temperatura, insolação, alívio de pressão, crescimento de cristais, congelamento etc. (CAPUTO, 2006). 5.2 – INTEMPERISMO QUÍMICO

O intemperismo químico ocorre quando o equilíbrio do conjunto de íons, que constituem os

minerais, é rompido e ocorrem reações químicas que conduzem o mineral a um arranjo mais estável em suas novas condições. O equilíbrio físico-químico determina que todas as substâncias estejam presentes na forma de fases que sejam estáveis sob condições de temperatura e pressão (SUGUIO, 1980).

O agente principal de intemperismo químico é a água. Poucos minerais formadores de rochas reagem com a água pura, exceto os minerais pouco solúveis de evaporitos. Mas, as águas subterrâneas e pluviais são frequentemente ácidas devido à dissolução de CO2 da atmosfera, formando um ácido carbônico diluído. O pH é também frequentemente diminuído pela presença de ácidos húmicos produzidos por processos biológicos de degradação de materiais vegetais nos solos (SUGUIO, 1980).

Os principais tipos de reações químicas que costumam ocorrer durante o intemperismo químico das rochas são dissolução, oxidação/redução e hidratação/hidrólise. A dissolução é geralmente o primeiro estágio do intemperismo químico. O volume de material dissolvido depende da quantidade de água envolvida e da solubilidade do mineral. A halita é muito solúvel, mesmo em água pura, e pode subsistir só em regiões de climas muito secos. A gipsita e os carbonatos seguem a halita entre os materiais mais solúveis. Pode-se ter uma ideia do volume de material solubilizado durante o intemperismo químico analisando-se as águas das correntes fluviais. Elas contêm, em geral, carbonatos em solução e em águas mais quentes, talvez sílica, indicando que diferentes elementos apresentavam diferentes graus de solubilidade conforme o clima (SUGUIO, 1980).

Do ponto de vista essencialmente ligado ao intemperismo químico, a oxidação é uma reação com oxigênio para formar óxidos ou com oxigênio para formar hidróxidos. Muitas vezes, o sentido do termo oxidação é usado pelos químicos sem envolver necessariamente reações com oxigênio. Por exemplo, o ferro pode combinar-se com o enxofre para formar sulfetos de ferro e, neste caso, o ferro foi oxidado. Processo de oxidação pode progredir para FeS2 e, finalmente, para óxidos e hidróxidos de Fe. A redução é um processo oposto de oxidação e ocorre na natureza em ambientes subaquosos anaeróbicos. Uma das provas mais evidentes de redução de ferro é verificada quando as cores vermelho e amarelo são transformadas em verde e cinza em ambientes redutores (SUGUIO, 1980).

A hidratação consiste na adição de água ao mineral enquanto a hidrólise é uma reação química entre o mineral e água, isto é, entre os íons H+ ou OH- da água e os íons do mineral. Os óxidos de ferro, por exemplo, podem absorver água para ser transformados em hidróxidos de ferro, constituindo um processo de hidratação (SUGUIO, 1980).

Outros processos igualmente importantes de intemperismo químico são a quelação (ou complexação), que consiste na combinação de um íon metálico com um composto orgânico, e a carbonatação, que é a reação de íons carbonato ou hidrogeniocarbonato com minerais formadores das rochas (SUGUIO, 1980).

Numerosos estudos têm sido realizados sobre a taxa de intemperismo químico de diferentes minerais formadores das rochas (RUXTON, 1968; PARKER, 1970 apud, Suguio, 1980). Esses trabalhos mostram que a taxa de mobilidade relativa dos óxidos dos principais elementos químicos das rochas decresce a partir do cálcio e sódio para magnésio, potássio, silício, ferro e alumínio. Por isso as rochas submetidas a processos de intemperismo químico tendem a perder principalmente esses

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elementos e mostram um relativo enriquecimento nas proporções de óxidos de ferro, alumínio e silício.

Em termos mineralógicos, esses parâmetros químicos controlam a sequência de intemperismo dos minerais formadores das rochas. Essa sequência é essencialmente inversa da série de reações de cristalização de BOWEN (SUGUIO, 1980).

Os processos de intemperismo químico dão origem a duas frações constituintes: os solutos e os resíduos. Os solutos incluem elementos como metais alcalinos, principalmente sódio e potássio, e as terras raras, magnésio, cálcio e estrôncio. Esses tendem a ser lixiviados do perfil de intemperismo e em seu caminho vão terminar nos oceanos para ser precipitados como calcários, dolomitos e outros evaporitos. Mais de 99% dos materiais transportados em solução pelos rios e mesma proporção dos sólidos dissolvidos na água do mar são constituídos por Na, Mg, Ca, K, Cl, SO4, HCO3 e SiO2. A água do mar apresenta concentrações mais altas de todos os componentes acima, com exceção da sílica, que é mais abundante nas águas fluviais. Os resíduos correspondem à parte dificilmente solúvel em água, nas condições superficiais, sendo compostos principalmente de quartzo e, dependendo do grau de intemperismo, de quantidades variáveis de feldspato e mica. Um dos fatos mais importantes do intemperismo químico é a formação de minerais de argila (SUGUIO, 1980).

Durante os primeiros estádios de intemperismo, os minerais máficos (olivinas, piroxênios e anfibólios) degradam-se para formar minerais de argila ricos em ferro e magnésio. O progressivo intemperismo das argilas produz partículas coloidais que são lixiviadas das fontes, mas podem permanecer in situ para formar depósitos de argila residual. Se o intemperismo prosseguir ainda mais, o magnésio e cálcio serão totalmente lixiviados (SUGUIO, 1980).

O resíduo final de uma rocha intensamente intemperizada é composto de quartzo (silicatos e hidróxidos de alumínio) e limonita (hidróxido de ferro). Para que esses resíduos sejam formados é necessário um clima quente e úmido, associado à baixa taxa de (erosão) é de grande importância na determinação da continuidade das reações de intemperismo. A erosão faz com que as reações de intemperismo químico continuem na mesma direção, mas, se os produtos intemperizados não forem removidos, resultará em um sistema fechado e a reação será interrompida nos primeiros estágios (SUGUIO, 1980).

O intemperismo químico é provocado principalmente pela água, como o gás carbônico nela dissolvido. Sua intensidade de ação é diretamente proporcional ao aumento de temperatura. Assim, quanto mais úmido e quente for o clima, mais intensa será a decomposição dos minerais que compõem as rochas. Em regiões onde a água é escassa, como, por exemplo, nos desertos, as rochas sofrem mais intemperismo do tipo físico que químico, acontecendo o oposto nas regiões úmidas e quentes (LEPSCH, 2002).

Nunca essa água é pura (como água destilada). Sempre nela estão dissolvidos certas quantidades de oxigênio, gás carbônico, e algumas substâncias orgânicas provenientes tanto do ar como da respiração de organismos. Isto auxilia na decomposição dos minerais que processa com reações químicas produtoras de outros novos, denominados minerais secundários. Eles são de menor densidade que os minerais primários das rochas, destacando-se os argilominerais (LEPSCH, 2002).

As reações do intemperismo químico podem ser representadas pelas seguintes equações genéricas:

Estas reações estão sujeitas às leis do equilíbrio químico e às oscilações das condições ambientais. Assim, se componentes, como a própria água, são retirados ou adicionados, as reações poderão ser aceleradas ou retardadas, ou seguir caminhos diferentes, gerando diferentes minerais e diferentes soluções de lixiviação (TEIXEIRA et. al., 2000).

Rocha-mãe + íon reduzido em H2O → complexo do intemperismo + H2O rica em íons

Mineral I + solução de alteração → Mineral II + solução de lixiviação

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Na maior parte dos ambientes da superfície da Terra, as águas percolantes têm pH entre 5 e 9. Nesses ambientes, as principais reações são hidratação, dissolução, hidrólise e oxidação. Em alguns ambientes, o pH das águas pode ser inferior a 5 e, neste caso, ao invés da hidrólise, a reação predominante é acidólise (TEIXEIRA et. al., 2000). Hidratação

A hidratação dos minerais ocorre pela atração entre os dipolos das moléculas de água e as cargas elétricas não neutralizadas das superfícies dos grãos (Figura 13). Na hidratação, moléculas de água entram na estrutura mineral, modificando-a e formando, portanto, um novo mineral (TEIXEIRA et. al., 2000). Como exemplo, pode-se citar a transformação de anidrita em gipso, segundo a reação:

CaSO4 + 2 H2O → CaSO4.2H2O

Figura 13: As cargas elétricas insaturadas na superfície dos grãos minerais atraem as moléculas de água, que funcionam como dipolos devido à sua morfologia. Fonte: Lepsch, 2010. Dissolução

Alguns minerais estão sujeitos à dissolução, que consiste na solubilização completa. É o

caso, por exemplo, da calcita e da halita, que entram em solução conforme as equações abaixo:

CaCO3 → Ca2 + + CO32-

NaCl → Na+ + Cl-

A dissolução intensa das rochas, que ocorre mais comumente em terrenos calcários, pode levar à formação de relevos cársticos, caracterizados pela presença de cavernas e dolinas (TEIXEIRA et.

al., 2000).

Hidrólise

Os principais minerais formadores das rochas, que são os silicatos, podem ser concebidos como sais de um ácido fraco (H4SiO4) e de bases fortes (NaOH, KOH, Ca(OH)2, Mg(OH)2). Quando em contato com a água, os silicatos sofrem hidrólise, resultando numa solução alcalina, pelo fato de o H4SiO4 estar praticamente indissociado e as bases muito dissociadas (TEIXEIRA et. al., 2000).

O íon H+, resultado da ionização da água, entra nas estruturas minerais, deslocando principalmente os cátions alcalinos (K+ e Na+) e alcalino-terrosos (Ca2+ e Mg2+), que são liberados para a solução. A estrutura do mineral na interface sólido/solução de alteração acaba sendo rompida, liberando Si e Al (átomos isolados: monômeros, em grupos: polímeros) na fase líquida. Esses elementos podem recombinar-se, resultando na neoformação de minerais secundários. A Figura 14 mostra o esquema de alteração de um feldspato em um mineral secundário neoformado, a caulinita (TEIXEIRA et. al., 2000).

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Figura 14: Imagem obtida do Microscópio Eletrônico de Varredura, mostrando feldspato parcialmente dissolvido ao longo das clivagens pelo intemperismo químico. Fonte: Teixeira et. al., 2000.

A hidrólise ocorre sempre na faixa de pH de 5 a 9. Se há, no meio, condições de renovação

das soluções reagentes, estas mantêm-se sempre diluídas, e as reações podem prosseguir, eliminando os componentes solúveis. O grau de eliminação dos elementos/substâncias dissolvidos define a intensidade de hidrólise, podendo ser do tipo total ou parcial. Por exemplo, no caso dos feldspatos potássicos, podem-se distinguir:

Hidrólise Total

Na hidrólise total, 100% da sílica e do potássio são eliminados. A sílica, apesar de pouco solúvel na faixa de pH da hidrólise pode ser totalmente eliminada se as soluções de alteração permanecerem diluídas, o que acontece em condições de pluviosidade alta e drenagem eficiente dos perfis. O resíduo da hidrólise total do K-feldspato é o hidróxido de alumínio (gibbsita), insolúvel nessa faixa de pH.

KA1Si3O +8 H2O → Al(OH)3 +3 H4SiO4 + K+ + OH- Hidrólise Parcial

Na hidrólise parcial, em função de condições de drenagem menos eficientes, parte da sílica permanece no perfil; o potássio pode ser total ou parcialmente eliminado. Esses elementos reagem com o alumínio, formando aluminossilicatos hidratados (argilominerais). Em função do grau de eliminação do potássio, duas situações são possíveis:

a) 100% do potássio é eliminado em solução: 2 KAISi3O8 + 11 H2O → Si2Al2O5(OH)4 + 4 H4SiO4 + 2 K+ + 2 OH-

Nesse caso, forma-se a caulinita, com eliminação de 66% da sílica e permanência de todo o alumínio.

b) Parte do potássio não é eliminada em solução:

2,3 KAISi3O8 + 8,4 H2O → Si3,7Al0,3O10(OH)2K0,3 + 3,2 H4SiO4 +2 K- + 2 OH-

Aqui forma-se outro tipo de argilomineral, a esmecrita, com eliminação de 87% do potássio, 46% da sílica e permanência de todo o alumínio. No caso de hidrólise total, além do alumínio, também o ferro permanece no perfil, já que esses dois elementos têm comportamento geoquímico muito semelhante no domínio hidrolitico. Ao processo de eliminação total da sílica e formação de oxi-hidróxidos de alumínio e de ferro dá-se o nome de alítização ou ferralitização.

No caso de hidrólise parcial, há a formação de silicatos de alumínio, e o processo é genericamente denominado sialitização. Quando são originados argilominerais do tipo da caulinita, em que a relação de átomos Si:Al é 1:1 (um átomo de silício para um de alumínio na molécula), fala-se de monossialitização. No caso de serem formados argilominerais do tipo esmectita, em que a relação Si:Al é 2:1 (dois átomos de silicio para um de alumínio na molécula), o processo é a bissialitização. A figura 15 é uma representação do processo de lixiviação.

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Figura 15 – Processo de lixiviação em ambiente oxidante. Fonte: Lepsch, 2010. Acidólise

Na maior parte da superfície dos continentes, os processos intempéricos são de natureza hidrolítica. No entanto, em ambientes mais frios, onde a decomposição da matéria orgânica não é total, formam-se ácidos orgânicos que diminuem bastante o pH das águas, sendo assim capazes de complexar o ferro e o alumínio, colocando-os em solução. Nestes domínios de pH < 5 não é a hidrólise, mas a acidólise o processo dominante de decomposição dos minerais primários.

No caso do feldspato potássico, ocorre acidólise total, quando as soluções de ataque tiverem pH menor que 3, fazendo com que todos os elementos entrem em solução:

KAISi3O8 + 4H+ + 4H2O → 3H4SiO4 + A13+ + K+

As rochas que sofrem acidólise total geram solos constituídos praticamente apenas dos

minerais primários mais insolúveis como o quartzo (solos podzólicos). A acidólise parcial ocorre quando as soluções de ataque apresentam pH entre 3 e 5 e, nesse caso, a remoção do alumínio é apenas parcial, levando à individualização de esmectitas aluminosas (TEIXEIRA et. al., 2000):

9KAISi3O8 + 32H+ → 3Si3,5Al0,5O10Al2(OH)2 + 1,5Al3+ + 9K+ + 6,5H4SiO4

Oxidação

Alguns elementos podem estar presentes nos minerais em mais de um estado de oxidação, como, por exemplo, o ferro, que se encontra nos minerais ferromagnesianos primários como a biotita, anfibólios, piroxênios e olivinas sob forma de Fe2+. Liberado em solução, oxida-se a Fe3+, e precipita como um novo mineral, a goethita, que é um óxido de ferro hidratado:

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2 FeSiO3 + 5 H2O + 1/2 O2 → 2 FeOOH + 2H4SiO4

A goethita pode transformar-se em hematita por desidratação:

2FeOOH → Fe2O3 + H2O O Fe3+ não entra na estrutura da maior parte dos argilominerais. Apenas em certas esmectitas

(nontronitas) pode ser encontrado substituindo o Mg (raramente) e, em quantidade muito pequena, pode substituir o Al3+ nas caulinitas. De modo geral, no domínio da hidrólise total ou da hidrólise que leva à monossialitização, o ferro é individualizado em óxidos e oxi-hidróxidos (hematita e goethita, principalmente). Esses minerais conferem às coberturas intempéricas tons dc castanho, vermelho, laranja e amarelo, tão comuns nos solos das zonas tropicais.

Genericamente, dá-se o nome de lateritas às formações superficiais constituídas por oxi-hidróxidos de alumínio e de ferro e por caulinita. Ao conjunto dc processos responsáveis por essas associações minerais, respectivamente, alitização e monossialitização, dá-se o nome de laterização.

Todas as reações do intemperismo químico acontecem nas descontinuidades das rochas, podendo resultar no fenômeno denominado esfoliação esferoidal. As arestas e os vértices dos blocos rochosos são mais expostos ao ataque do intemperismo químicó que as faces, o que resulta na formação de blocos de formas arredondadas a partir de formas angulosas (TEIXEIRA et. al., 2000). 6 – MINERAIS DE ARGILAS E SOLOS 6.1 – ARGILAS

A fase sólida do solo é composta por dois materiais distintos: inorgânico e orgânico. Destes, os materiais inorgânicos, ou minerais, predominam em praticamente todos os solos, exceto nos histossolos (solos orgânicos). Um mineral é definido como qualquer substância inorgânica que ocorre naturalmente. Nas ciências do solo, os minerais são agrupados em duas categorias idealizadas: cristalina e amorfa. Os minerais cristalinos são compostos inorgânicos de ocorrência natural compostos por átomos dispostos em um padrão tridimensional e periódico.

Os minerais amorfos são compostos inorgânicos de ocorrência natural que não possuem arranjo tridimensional periódico de átomos. Os minerais exercem uma influência pronunciada na química das soluções do solo. Através da precipitação e dissolução (intemperismo), eles regulam a composição química da solução do solo. As superfícies minerais também são inerentemente reativas, potencialmente formando ligações químicas fortes ou fracas com substâncias solúveis e regulando ainda mais a composição da solução do solo. Além de sua abundância, uma subclasse dos silicatos, os filossilicatos ou os minerais argilosos, têm um impacto substancial nas características físicas e químicas do solo. Com poucas exceções, os filossilicatos e os materiais de argila associados exercem o maior impacto sobre o destino e o comportamento das substâncias no ambiente do solo (ESSINGTON, 2005).

Algumas substâncias orgânicas (por exemplo, oxalatos, âmbar, etc.) também são consideradas minerais. Os minerais são organizados pelos sistemas de classificação DANA e Strunz (Gaines et al. 1997; Strunz 1941). Os grupos são os seguintes: Sulfetos; Halogenetos; Óxidos e hidróxidos; Nitratos, carbonatos e boratos; Sulfatos, cromatos, molibdatos e tungstatos; Fosfatos, arsenatos e vanadatos; Silicatos; Compostos orgânicos.

No solo e nas rochas próximas à superfície, silicatos, óxidos, carbonatos, sulfetos, sulfatos e cloretos são os mais importantes (NAGY; KÓNYA, 2010).

Argilas são aluminossilicatos e o termo refere-se a um material de ocorrência natural composto primariamente por minerais de fina granulometria, que é geralmente plástico em quantidades apropriadas de água e quebradiço quando seco ou queimado. Com o uso das técnicas de raio-X, argilas têm sido mostradas compostas principalmente de um grupo de substâncias cristalinas

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conhecidas como argilominerais. Eles são todos essencialmente camadas de silicatos de alumínio hidratado (KLEIN, 2002).

Argilas sedimentares podem ter várias origens. Uma das mais esperadas origens consiste na erosão, transporte, e deposição de formações geológicas e pedológicas que são expostas na superfície do solo. Isto é necessário para resumir as condições de origem das argilas em tais formações na ordem para compreender em que grau os sedimentos podem incorporar os materiais em questão perante sua erosão (CHAMLEY, 1989).

As argilas são encontradas em todos os tipos de lateritas, principalmente entre a zona de alteração e o nível de acumulação de sesquióxidos. Nas rochas cristalinas ricas em quartzo e em rochas xistosas, o horizonte argiloso segue sempre o horizonte de alteração (BIGARELLA et. al.,1996).

As argilas pertencem principalmente ao grupo da caulinita (caulinita e halloysita). As vezes, ocorre vermiculita. Bonifas (1959) e Leneuf (1959) referem a presença efêmera de montmorillonita nos horizontes de alteração e em horizontes de drenagem deficiente com soluções ricas em elementos alcalinos terrosos (BIGARELLA et. al.,1996).

As condições de drenagem e o conteúdo iônico das águas de percolação constituem os principais fatores que determinam a natureza dos minerais de alteração, num certo tipo de rocha. Nas ácidas nota-se uma individualização mais intensa do ferro e do alumínio, enquanto que nas básicas verifica-se geralmente o contrário (Maignien, 1958 apud Bigarella et. al., 1996).

As condições de insaturação e um pH ácido coincidem com o aparecimento de caulinita (De Kimpe; Castuche, 1958). A cristalização da gibbsita é grandemente facilitada pelas condições de desionização da solução mãe (Maignien, 1966). Quando a drenagem é excessiva, forma-se uma camada gibbsftiea em torno da rocha alterada. A pluviosidade elevada favorece a formação de gibbsita (Shermann, 1952; Bates, 1960 apud Bigarella et. al., 1996). No momento em que a água percolante se torna rica em sais, devido à má drenagem, não há mais formação de gibbsita (Maignien, 1966 apud Bigarella et. al., 1996).

O transporte da sílica e dos elementos lixiviáveis é favorecido pela boa drenagem. O déficit de sílica limita as neossínteses argilosas. Esse processo é característico das rochas básicas. Pelo contrário, nas rochas cristalinas ricas em quartzo, mesmo sob condições de boa drenagem, até excessiva, o déficit em sílica é pouco sensível, predominando as neossínteses cauliníticas (BIGARELLA et. al.,1996). A tabela a seguir é referente aos diversos tipos de argilominerais e suas rochas formadoras.

Tabela 5 – Tipos de argilominerais.

Classe de ânios Tipos de Rochas Cátions

principais Cobertura da

crosta (% área) Solubilidade

em água

Carbonato CO32-

Calcário (sedimentar) Carbonatito (ígneo)

Mármore (metamórfico) Ca2+, Mg2+ 10,0 Baixa

Sulfato SO42-

Depósitos evaporitos (sedimentar)

Ca2+ 0,0 Muito alta

Cloreto Cl-1 Depósitos evaporitos

(sedimentar) K+ 0,0 Muito alta

Fosfato PO43-

Fosforito (sedimentar) Foscorito (ígneo)

Ca2+ 0,0 Baixa

Silicato SiO44-

Sedimentar Ígneo

Metamórfico

Ca2+, Mg2+, K+

90,0 Muito Baixa

Fonte: Eder Martins, III Congresso Brasileiro de Rochagem, 2016.

A fração argila (fase sólida – CTC) é a mais importante para retenção e liberação de nutrientes no solo. A composição química da rocha mãe (fase sólida) é o fator determinante para os

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tipos de elementos liberados no sistema solo-planta (nutrientes em solução). O processo da formação de argilominerais do tipo 2:1 em função do tempo (Figura 16) está representado a seguir.

Figura 16 – Formação de argilominerais do tipo 2:1 em função do tempo Fonte: Eder Martins, III Congresso Brasileiro de Rochagem, 2016.

A presença de argilominerais 2:1 no solo promove a melhoria na qualidade, através do

incremento nas propriedades de condicionador do solo; aumenta CTC; aumenta o pH do solo; diminui o Al trocável do solo; aumenta a eficiência de uso de nutrientes; diminui a perda de nutrientes; estimula a atividade biológica do solo e das raízes das plantas cultivadas, e; disponibiliza os elementos K, Ca, Mg, Si, Fe, Mn, Ni, Zn, Cu, Se, Mo…

Com o aumento do grau de intemperização no solo os argilominerais pedem as camadas interlamelares e passam de 2:1 para 1:1 (Figura 17), onde todas as propriedades citadas anteriormente são perdidas ou diminuídas drasticamente, com a sequência natural ou não de degradação do solo, eles tendem perder totalmente as camadas, e como consequência, passam para o ultimo grau de degradação do solo com a formação de areia (SiO2), onde a superfície dos grãos não favorece nenhuma troca de elementos com as plantas, o que classifica o solo como pobre e degradado.

Figura 17 – Estrutura mineralógica do argilomineral caulinita 1:1 (Al2Si2O5(OH)4). Fonte: CD-ROM KLEIN, 2002. 6.2 – SOLOS

O solo pode ser representado como um ciclo natural do qual participam fragmentos de rochas, minerais, água, ar, seres vivos e seus detritos em de composição. Estes resultam de fatores climáticos no decorrer do tempo e da atividade combinada de microrganismos, decompondo restos

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de animais/vegetação, respectivamente. Desta forma, o solo é considerado resultado das interações entre os compartimentos litosfera, hidrosfera, atmosfera e biosfera (FIGURA 18).

Figura 18: Processo biogeoquímico de formação do solo. Fonte: Rosa e Rocha, 2003.

Solos são corpos naturais, ocupam porções na superfície terrestre, suportam plantas e as edificações do homem e apresentam propriedades resultantes da atuação integrada do clima e dos organismos, atuando sobre o material de origem, condicionado pelo relevo, durante um espaço de tempo (Soil Survey Staff, 1951). A formação de solos é o resultado das interações entre rochas e a atmosfera, hidrosfera ou biosfera (NAGY; KÓNYA, 2010).

As rochas da litosfera, se expostas à atmosfera, sofrem a ação direta do calor do sol, da umidade das chuvas, e do crescimento de organismos, dando início a processos dos quais decorrem inúmeras modificações no aspecto físico e na composição química dos minerais. A esses processos dá-se o nome de intemperismo ou meteorização, fenômeno responsável pela formação do material semiconsolidado que dará início à formação do solo (LEPSCH, 2002).

Dentre os principais elementos liberados nesse processo, estão os quimicamente

denominados metais básicos (ou simplesmente bases): sódio, potássio, cálcio e magnésio, os quais, depois de destacados do interior dos minerais primários, são fracamente retidos na superfície de algumas das pequeníssimas partículas dos minerais secundários e húmus. Assim, ao contrário dos retidos no interior dos minerais, estão em condições de serem cedidos às raízes, quando elas necessitarem (LEPSCH, 2002).

Os componentes abióticos do solo formam um sistema polidisperso trifásico. Cerca de 50 v/v% do solo é sólido, 50 v/v% é solução do solo e ar, dependendo da umidade. Como visto na Figura 19, a fase sólida consiste em componentes minerais e orgânicos. Os principais constituintes da fase gasosa (ar do solo) são compostos por vapor e gases do ar (nitrogênio, oxigênio, dióxido de carbono, dentre outros) e outros gases, como hidrocarbonetos, rádon, poluições antropogênicas, etc., dependendo do local condições. A solução do solo é composta pelos componentes solúveis em água

Entender como ocorre o processo de formação do solo e suas atribuições é fundamental, para a utilização dos remineralizadores, com a finalidade de aumentar a fertilidade. Veja no link indicado: Conhecendo o Solo - Nova versão. Disponível em: < https://youtu.be/E-xUoRqi7eQ>. Acesso em 05/07/2020.

Para saber mais

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do ar sólido e do solo. Sua composição é determinada por condições geológicas (composição de rochas e solos) e influenciada por fatores naturais e antropogênicos (NAGY; KÓNYA, 2010).

Figura 19 – Componentes da parte abiótica dos solos. Fonte: Adaptado de NAGY; KÓNYA, 2010.

As partículas de argila e de húmus, que são de pequeno tamanho (menor que 0,002 mm) estão dentro do que, em química, se denominam colóides. Ao redor delas, alguns nutrientes são adsorvidos com intensidade um pouco maior que outros. O cálcio, o magnésio e o potássio, por exemplo, têm maior afinidade (ou são um pouco mais fortemente adsorvidos) por estes colóides que o sódio, sendo então este último, por isso, mais facilmente removido pelas águas que infiltram e percolam o solo. São justamente os três primeiros que estão entre os macroelementos essenciais para o crescimento das plantas, enquanto o sódio não o é. Por outro lado, as águas dos mares, repositório universal de tudo que foi lavado dos solos dos continentes (e carregado pelos rios que ali desemborcam) são mais ricas em sódio do que em sódio do que cálcio e magnésio (LEPSCH, 2002). Horizontes do solo

Com o intemperismo, uma rocha, mesmo das mais endurecidas, pode transformar-se em um material solto no qual torna-se possível a vida de plantas e pequenos animais. Seus restos (como folhas caídas) vão sendo adicionados e, decompondo-se, formam o húmus (LEPSCH, 2002). Ao mesmo tempo, alguns dos minerais menos resistentes ao intemperismo, vão se transformando em argilas. As águas que se infiltram no terreno podem as translocar de uma parte mais superficial para outra um pouco mais profunda (LEPSCH, 2002).

De forma constante, sob a ação de um conjunto de fenômenos biológicos, físicos e químicos, o solo começa a formar-se, organizando-se em uma série de “camadas” sobrepostas de aspecto e constituição diferentes. Essas camadas são aproximadamente paralelas à superfície, e denominadas

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horizontes (LEPSCH, 2002). O conjunto de horizontes, num corte vertical que vai da superfície até o material semelhante ao que deu origem ao solo, é o perfil do solo (LEPSCH, 2002).

A ação dos processos físicos, químicos e biológicos não é uniforme ao longo do perfil. Restos vegetais são adicionados mais na superfície, escurecendo-a com o húmus. Certas substâncias sólidas se translocam sob a ação da gravidade de uma parte para outra, resultando horizontes empobrecidos sobre outros enriquecidos em certos compostos minerais ou orgânicos. As transformações e remoções, ocasionadas pelo intemperismo, ocorrem com maior intensidade na parte superior do solo (LEPSCH, 2002).

Todos esses fenômenos de adição, transformação, remoção e translocação fazem com que aconteça uma organização da estrutura em diferentes camadas horizontais, as quais vão se tornando mais diferenciados com relação à “rocha-mãe” quanto mais distantes se encontram dela. Estas diferentes camadas podem mais notadas em locais expostos, onde o solo mostra os seus perfis, tais como cortes de estrada, trincheiras e outras escavações (LEPSCH, 2002). O perfil de um solo completo e bem desenvolvido possui basicamente quatro tipos de horizontes, que costumam ser chamados de “horizontes principais” e são convencionalmente identificados pelas letras maiúsculas O, A, E, B e C (LEPSCH, 2002).

Os horizontes principais, por sua vez, são comumente subdividos e identificados, segundo seus diferentes tipos. Para isso junta-se aos mesmos algarismos e às letras maiúsculas outras minúsculas. Por exemplo, Oo e Od são diferentes tipos de horizonte O. Já os algarismos arábicos, como A1, A2 e A3, indicam subdivisões dentro do horizonte principal, no caso A. O símbolo O denomina o horizonte orgânico relativamente delgado, que recobre certos solos minerais. Esse horizonte é constituído principalmente pelas folhas e galhos que caem dos vegetais e pelos seus primeiros produtos em decomposição. Por isso, praticamente só estão presentes em locais onde não é revolvido periodicamente para agricultura, tais como sob vegetação de campos nativos, savanas, florestas, ou cultivos especiais. Recebem vários nomes populares, tais como: serapilheira, “liteira”, “palhada” etc. Na parte mais superficial desse horizonte, encontram-se os detritos recém-caídos, não decompostos (sub-horizonte Oo), que repousam sobre detritos mais antigos já decompostos ou em estado de fermentação (sub-horizonte Od). O material do sub-horizonte Od é popularmente conhecido pelo nome “terra vegetal”, por vezes procurado para cultivo de plantas ornamentais em pequenos vasos.

O horizonte A é a camada dominantemente mineral mais próxima da superfície. Sua característica fundamental é o acúmulo de matéria orgânica, tanto parcial como totalmente humificada e/ou perda de materiais sólidos translocados para o horizonte A é normalmente mais escurecida por conter quantidades apreciáveis de húmus. Quando o solo é cultivado, esse horizonte é revolvido e, se for pouco espesso (20-25cm, profundidade normal dos cultivos) pode ser misturado com horizontes subjacentes (A2, E ou mesmo parte do horizonte B). Quando isso acontece, essa camada é referida como Ap (p=plowed, em inglês, arado). Algumas vezes, este horizonte Ap compreende duas camadas: Ap1, recém revolvida e “afofada” e Ap2, logo abaixo destas e, ao contrário, compactada pela pressão da parte inferior do arado.

O horizonte E, presente em alguns solos, é aquela que é mais claro, onde ocorrem perdas de materiais que foram translocados para o horizonte B (argilas e / ou óxidos de ferro e húmus). O horizonte representado pelo símbolo B situa-se mais abaixo do horizonte A ou do E, desde que não tenha sido exposto à superfície pela erosão. É definido como aquele que apresenta o máximo desenvolvimento de cor, estrutura e/ou o que possui acumulação de materiais transloucados dos horizontes A e/ou E. Nesse último caso são os materiais removidos dos horizontes superiores pelas águas que se infiltram no solo, que ficam retidos nas camadas mais profundas, formando assim esses horizontes de acumulação. Abaixo do B, situa-se o horizonte C que normalmente corresponde ao saprólito, isto é, a rocha pouco alterada pelos processos de formação do solo e, portanto, tem características mais próximas ao material do qual o solo, presumivelmente, se formol.

O pedólogo considera como solo, ou mais propriamente solum o conjunto dos horizontes O, A, e B. No entanto, o termo solo é também usado por alguns estudiosos em sentido mais restrito, para

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designar somente a camada mais superficial, de 20-30 cm de espessura, zona de concentração da maior parte das raízes das plantas cultivadas e que, para o pedólogo, pode ser apenas parte do horizonte A. No caso deste sentido mais restrito, algumas vezes chama-se subsolo o conjunto dos horizontes B e C (LEPSCH, 2002). Cor

A cor é uma das feições normalmente mais notadas, por ser de fácil visualização. Muitos nomes populares de solos são dados em função das respectivas colorações, como por exemplo, “terra roxa” (do italiano rossa = vermeha), “terras pretas” e “sangue-de-tatu”. Também muitos nomes de classes do sistema de classificação pedológico atualmente em uso no Brasil, como será visto adiante, referem-se comumente à cor como, por exemplo, Chernossolo (do russo cbern = escuro) e Latossolo Vermelho.

As várias tonalidades existentes no perfil são muito úteis à identificação e delimitação dos horizontes e, às vezes, ressaltam certas condições de extrema importância. Solos escuros, por exemplo, costumam indicar altos teores de restos orgânicos decompostos. A cor vermelha está relacionada a solos naturalmente bem drenados e de altos teores de óxidos de ferro; por outro lado, tons cinza com pequenas manchas indicam que há permanentemente excesso de água no perfil, como por exemplo, os situados nas áreas úmidas próximas aos rios e riachos.

A cor deve ser descrita por comparação com uma escala padronizada. A mais usada é a “tabela Münsell”, que consiste em perto de 170 pequenos retângulos com colorações diversas, arranjadas sistematicamente num livro de folhas destacáveis. A anotação da cor do solo é feita comparando-se um fragmento ou torrão, de um determinado horizonte, com esses retângulos. Uma vez que se ache o de colorido mais próximo, anotam-se os três elementos básicos que compõem uma determinada cor: Matriz – cor “pura” ou fundamental de arco-íris, determinada pelos comprimentos de onda da luz, que é refletida na amostra (por exemplo, vermelho, amarelo etc.). Valor – medida do grau de claridade da luz ou tons de cinza presentes (entre branco e preto) variando de 0 (para o preto absoluto) a 10 (para o branco puro). Croma – proporção da mistura da cor fundamental com a tonalidade de cinza, também variando de 0 a 10.

Os matizes usados estão entre o R (de Red = vermelho), significando 100% (dessa cor); Y (de Yellow = amarelo), significando 100%; e YR (de Yellow-Red = vermelho-amarelo), significando uma mistura de 50% de vermelho e 50% de amarelo. Esses elementos são anotados em forma de letras, seguidas de números imitando frações, como por exemplo:

10R ¾ = vermelho escuro Sendo 10R o matiz indicador da cor fundamental vermelha e a fração ¾ que este vermelho

está misturado com o valor 3 (cinza composto de 3 partes e 7 de branco) e croma 4 (indicando que aquela cinza contribui em 6 partes e o vermelho em 4 partes) (LEPSCH, 2002). 7 – NATUREZA DOS MINERAIS PRIMÁRIOS E SECUNDÁRIOS

Os minerais são substâncias naturais provenientes de processos inorgânicos definidos e possuem em sua composição um ou mais elementos químicos. As rochas são constituídas de um ou da reunião de dois ou mais minerais. O número de minerais conhecidos é muito grande, contudo, poucas são as espécies presentes na maioria das rochas, particularmente nas rochas ígneas. Os minerais de rochas e aqueles constituindo o material de formação de solos podem ser divididos em dois grupos: primários e secundários. Não obstante, é necessário dar ênfase ao número relativamente pequeno de minerais primários constituintes das rochas ígneas, através dos quais se originam grupos numerosos de minerais secundários.

Pode se definir: Mineral primário – mineral presente nas rochas magmáticas ou metamórficas, que permanece no perfil do solo bem desenvolvido por ser resistente ao intemperismo. Estes minerais são, portanto, formados a altas temperaturas e/ou pressão. Mineral secundário –

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Mineral resultante da decomposição parcial de um outro mineral, tendo estrutura essencialmente herdada ou formado a partir da solubilização de outros minerais. Entre os minerais primários deve ser ressaltada a importância dos silicatos, por constituírem o maior número das espécies presentes em rochas ígneas e na maioria dos solos.

Minerais secundários são aqueles que são formados em um ambiente de intemperismo, seja pela alteração de um mineral pai (primário) ou pela precipitação de espécies solúveis, nas temperaturas mais baixas, comparando-os com os minerais primários. Ambos os processos são responsáveis pela formação de silicatos secundários. Os silicatos secundários de interesse primário nos solos são os minerais filossilicato ou aluminossilicato. Os minerais filossilicatos estão incluídos no grupo de minerais definidos como minerais de argila ou materiais de argila. No âmbito da mineralogia e química do solo, os materiais argilosos são os filossilicatos e os componentes do solo que estão intimamente associados aos filossilicatos: minerais acessórios (óxidos de metal, hidróxidos e oxi-hidróxidos) e matéria orgânica do solo. Uma definição alternativa de argila é baseada no tamanho das partículas e é qualquer material que consiste em partículas com tamanho <2 μm (diâmetro esférico equivalente). Minerais como o quartzo, que não são minerais argilosos, podem ser encontrados na fração argilosa dos solos, e minerais argilosos como a caulinita podem ser encontrados na fração argilosa. No entanto, os materiais argilosos tendem a se concentrar na fração do tamanho argiloso dos solos, uma propriedade que une as duas definições distintas (ESSINGTON, 2005). A proporção dos minerais nos solos é dependente do seu conteúdo nas rochas matrizes, de sua resistência ao intemperismo, bem como da intensidade desse processo. Depende, ainda, da sua granulometria no material matriz que deu origem ao solo.

Assim como os silicatos como um todo, o esquema de classificação mineral fornece um mecanismo pelo qual os minerais argilosos são examinados e compreendem sua estrutura, química e reatividade. O sistema de classificação do filossilicato usado na mineralogia da argila se afasta do usado no esquema de classificação mineral da Dana. No sistema de Dana, os filossilicatos são separados no sistema hierárquico de tipos, grupos (e subgrupos) e espécies minerais. Existem três tipos de filossilicatos, baseados na proporção de folhas tetraédricas para octaédricas no mineral, que contêm os minerais argilosos de interesse ambiental primário. As categorias de tipo são 1: 1; 2: 1; e intercaladas 1: 1, 2: 1 e octaedra.

7.1 – NATUREZA DOS REATIVOS

Reativos são soluções aquosas naturais reativas e hidrossolúveis, provenientes das reações do intemperismo, tendo a água como o principal agente do processo, agindo como reativo e solvente. Nesse processo a água é um solvente polar, é o mecanismo da reação ocorre por diferença de afinidade eletrônica entre a ligação sigma do radical O-H, de forma que a configuração molecular favoreça o acúmulo de cargas positivas e um lado e negativas de outro, por atração intermolecular (similar aos sólidos iônicos). Água também pode dispersar moléculas (partículas neutras) e coloides de grande peso molecular, e formar aquacompostos de fórmula M(H2O)x.

As reações que ocorrem em meio aquoso originam dois processos distintos para a formação de minerais: (i) reações entre espécies dissolvidas na água podem formar novas espécies, denominadas reações homogêneas, e; (ii) reações com mudança de fase. Na segunda reação ocorrem a formação de novas espécies minerais (Figura 20): a) formação de espécies sólida: precipitação dissolução = interação água rocha;

Para conhecer a classificação mineral descrita por DANA, as estruturas cristalinas e a caracterização dos minerais, visite o site indicado. Disponível em: < http://webmineral.com/danaclass.shtml#.XzumAuhKjIU>. Acesso em 09/07/2020.

Para saber mais

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b) gasosas com formação de compostos gasosos CO2, O2 = água atmosfera.

Figura 20 – Processo de meteorização/intemperismo e seus produtos. O processo envolve três tipos de reações químicas: (i) reações ácido-base; (ii) reações eletroquímicas, e; (iii) reações de complexação. Nas soluções naturais ocorrem inúmeras reações simultâneas que podem pertencer a um, dois ou três tipos de reações diferentes. 1) Reações ácido base: a água tem um papel de ácido ou de base (hidrólise). Neste tipo de reação a constante de equilíbrio depende do aumento da atividade dos íons que participam da reação (considerando que P e T estejam bem determinadas).

NaOH + H2O → Na+H2O + OH- 2) Reações eletroquímicas: além de prótons, os elétrons estão também envolvidos, e neste caso a constante de equilíbrio é uma variável depende do pH, da atividade e da concentração de elétrons [e-], i.é., da diferença de potencial (ddp).

Fe3+ + e- → Fe2+ 3) Reações de complexação: reações que envolvem um elemento ligante = ânions, molécula neutra

A + L ↔ AL (complexo que pode ser neutro, catiônico ou aniônico)

Na+ + H2O ↔ [Na(H2O)x]

As soluções de alteração dependem dos reativos, provenientes de origens diversas: atmosfera, biosfera, hidrosfera. As soluções naturais envolvem o ciclo da água, onde a energia que movimenta esse ciclo é a energia solar. A tabela 6 a seguir descreve as características dos reativos originados a partir da atmosfera, biosfera e litosfera.

A estabilidade dos sistemas geoquímicos depende não somente das características químicas e estruturais dos minerais, mas, principalmente, do sistema geoquímico formado. Assim, esse sistema permite estabelecer 2 formas de ataque aos minerais: Global e Específico.

Minerais primários residuais

Minerais secundários: - Neoformados

- Transformados Fase residual

Fase Solúvel

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O ataque global age sempre sobre 2 ou mais categorias de elementos químicos que constituem os minerais = reações que irão afetar a estrutura do mineral preservando o cátion estrutural ou arcabouço aniônico. O ataque pode ser: ACIDOLÍTICO e HIDROLÍTICO. O ataque específico age somente sobre uma categoria de elemento químico que constitui o mineral. Tabela 6 – Características dos reativos originados a partir da atmosfera, biosfera e litosfera.

REATIVOS LITOSFERA ATMOSFERA BIOSFERA

- Em contato com as rochas, as soluções com cargas aniônicas e catiônicas dependem do tipo de material (litologia = rocha), e da dinâmica das soluções (relevo, precipitação pluviométrica etc.); - Soluções ácidas percolam zonas mineralizadas; - Soluções alcalinas percolam rochas ou minerais com cátions alcalinos (pH de abrasão).

- Ar atmosféricos pode apresentar entre O2 a 4% de vapor d’água; - A composição constante do ar seco O = 23,8% e N = 75,5% (Ar = 1,23% e CO2 = 0,03%); - N e Ar são inertes; - O2 e CO2 = dissolvem na água; - Vapor d’água = umidade do ar; - Atmosfera é um meio oxigenado, e na presença de água se torna um meio oxidante; - Outras substâncias são incorporadas na atmosfera impurezas de qualidade e quantidade que variam em função da localidade, aerossóis (marinho, continental, antrópica): (i) Marinho presença de Na, Cl, nas águas de chuva; (ii) Continental SOx ,CO2 , CO (queima de combustíveis fósseis) = chuvas ácidas degradação química.

- Estes compostos dependem da velocidade de degradação da matéria orgânica, e também da T e umidade; - Compostos tipo CO2 zonas quentes e úmidas; - Compostos hidrossolúveis como ácidos orgânicos zonas frias e úmidas em meio anaeróbico (fúngico) são muito eficazes no desenvolvimento de ácidos orgânicos alifáticos (complexantes) e fenólicos (oxálicos) = ácidos ativos na alteração de rochas; - Compostos com elevado peso molecular zonas temperadas são insolúveis e do tipo húmus (PM= 1000 – 10.000), são importantes constituintes dos solos, mas não interferem nas reações. São fundamentais para os processos pedológicos, mas não para os processos geoquímicos.

8 – GEOQUÍMICA DOS PROCESSOS EXÓGENOS

A dinâmica externa dos processos que ocorrem na crosta terrestre é responsável pela modificação da paisagem, esculpindo desta forma, a superfície da Terra, onde o agente principal modificador é a energia solar. Ao conjunto de processos envolvendo intemperismo, erosão e transporte através de rios, ventos, geleiras, chuvas e mares, dá-se a denominação de Processos Exógenos.

Fontes de energia dos vários processos exógenos são: (i) radiação solar (evaporação da água, circulação atmosférica); (ii) gravidade (queda da água, do gelo e de partículas de rocha e de solo).

Os fatores responsáveis pelos processos exógenos serão descritos no resumo e seguir: Intemperismo = destruição de rochas ígneas, metamórficas ou sedimentares por processos físicos e alteração química (e biológica). Produtos: partículas (ou grãos) e íons em solução. Erosão = remobilização sistemática de grãos Transporte = deslocamento de grãos e íons em solução em direção a locais de deposição

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Os processos exógenos são formadores dos solos, onde fases de massas homogêneas (solo)

são caracterizadas por propriedades intensivas constantes ao longo de cada fase. A realidade, no entanto, é que as partículas (átomos, íons e moléculas) presentes na interface divisória das fases brutas têm propriedades diferentes das partículas dentro das fases brutas. Assim, em um sistema real, existe uma interface finita na qual as propriedades (densidade, energia, entropia, etc.) mudam gradualmente, passando de uma fase para a outra. Quando a interface contém apenas partículas neutras (átomos ou moléculas), a espessura dessa camada interfacial é de algumas moléculas, ou seja, o intervalo de forças químicas. Quando há íons na camada interfacial, a espessura pode ser muito maior devido à maior faixa de forças eletrostáticas.

Ao falar sobre a importância da interface em um determinado sistema, temos que comparar o número de partículas nas fases brutas e na interface. Se a área de superfície específica, ou seja, a área de superfície / volume em proporção de massa, for pequena, o número de partículas na interface poderá ser negligenciado em comparação com as partículas nas fases em massa. No entanto, nos casos em que a área da superfície é alta, o número de partículas na interface e nas fases a massa de solo é semelhante. As propriedades interfaciais se tornam dominantes nesses sistemas. As partículas coloidais de solos e rochas porosas são bons exemplos de sistemas nos quais as propriedades interfaciais são importantes. Além disso, no caso de soluções muito diluídas, mesmo uma fase sólida com uma pequena área superficial pode ter um efeito significativo na concentração. Então ao avaliar a importância da interface reativa, cada par de reação interfacial deve ser levado em consideração. 9 – GEOQUÍMICA DAS ROCHAS

Rochas são definidas como substâncias incoerentes e formadas naturalmente, compostas principalmente por minerais, sob mesmas condições de pressão (P) e temperatura (T) podem gerar diferentes minerais em diferentes diagramas de equilíbrio, a variação mineralógica também pode ser engendrada pela adição de água. Os diferentes sistemas isoquímicos implicam na cristalização de diferentes minerais. As rochas são estáveis nas condições em que foram formadas, podem ser classificadas como ígneas, sedimentares e metamórficas, dependendo de sua origem. Quando as condições ambientais são alteradas, elas se tornam termodinamicamente instáveis, isso acontece na superfície da Terra quando elas interagem com a atmosfera, hidrosfera e biosfera (NAGY; KÓNYA, 2010).

Conforme a natureza das rochas, podemos classificá-las em metamórficas, sedimentares ou

magmáticas e, conforme a ordem de formação, primárias ou secundárias. As camadas rochosas em exposição e interação com a atmosfera e a biosfera, sofrem intemperismo e se transformam, gerando

Transformações minerais, incluindo intemperismo, foram extensivamente estudadas e descritas como interações da litosfera, hidrosfera, atmosfera e biosfera. Leia o material indicado: KABATA-PENDIAS, A.; PENDIAS, H. Trace elements in soils and plants. Boca Raton: CRC Press, 1985. 315p.

Para saber mais

Os agentes externos são responsáveis por grande parte das reações geoquímicas formadoras e/ou modificadoras do solo. Veja no link indicado: Dinâmica externa agentes exógenos intemperismo e erosão. Disponível em: < https://youtu.be/solyoZUMiHo>. Acesso em 12/07/2020.

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um ciclo das rochas; como resultado, as rochas passam de um tipo a outro. Essa cadeia de processos de formação de rochas existe desde os primórdios da história geológica na terra e, com ela, a crosta do planeta permanece constantemente em evolução e transformação, conforme o ciclo ilustrado na figura 21 (MEDEIROS; SILVA, 2017).

Figura 21 – Ciclo das Rochas. Fonte: Teixeira et al., 2000.

As rochas possuem três estágios de formação, para exemplificarmos melhor a evolução do

intemperismo na superfície da crosta terrestre tomemos, por exemplo, uma rocha granítica, composta principalmente de quartzo, feldspatos e mica.

O primeiro estágio de alteração é caracterizado pelo ataque químico aos minerais feldspatos e micas. Inicialmente eles perdem seus brilhos característicos e, tornam-se baços. A textura da superfície da rocha ainda permanece a mesma, inalterada (CAPUTO, 2006).

No segundo estágio, os minerais da superfície das rochas são totalmente decompostos, mas percebe-se, ainda, a textura original da rocha.

No último estágio a rocha encontra-se totalmente decomposta, não mais se percebendo sua textura original no solo (solo = regolito = manto do intemperismo). Nas áreas onde não ocorrem frequentes deslizamentos, a passagem de um estágio a outro é transicional, gradual.

As micas e os feldspatos se decompõem em argilas, enquanto os quartzos, minerais mais resistentes ao ataque químico e à abrasão, formam a fração mais grosseira, insolúvel conhecidos como grãos de areia. É também característico nos processos de intemperismo, em climas tropicais, a formação de hidróxidos de alumínio e ferro. Este processo é denominado de laterização. Caracteriza-se por uma intensa lixiviação, devido a alta pluviosidade, permanecendo no final no subsolo apenas um resíduo dos produtos de menor solubilidade, como o ferro e o alumínio na forma de hidróxidos. Ao produto da laterização dá-se o nome de laterita, e, no caso de ocorrer o predomínio de alumínio o produto recebe o nome de bauxita. A bauxita é um hidróxido de alumínio, misturado com argila, utilizado para a obtenção do metal alumínio (CAPUTO, 2006).

Processos envolvidos no intemperismo, agindo mais no sentido de alterar o tamanho e formato dos minerais, são denominados intemperismo físico ou desintegração. Outros, modificando a composição química, são referidos como intemperismo químico, ou, mais simplesmente, decomposição. A rocha, depois de alterada, recebe o nome de regolito ou manto de intemperização, porque formação uma camada que recobre as que estão em vias de decomposição (Figura 22). É na parte mais superficial do regolito que se dá a formação do solo (LEPSCH, 2002).

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Figura 22 – Modelo de coluna geológica utilizado para demonstrar as dinâmicas da crosta terrestre, particularmente, na camada onde ocorrem as atividades biológicas, denominada manto de intemperismo ou regolito. Fonte: Medeiros e Silva, 2017.

A maior parte das rochas origina-se em grandes profundidades e sob condições de temperatura e pressão elevadas. Quando da exposição das mesmas à atmosfera, elas se tornam instáveis, uma vez que estão sujeitas a condições de pressão, temperatura e umidade muito diferente daquelas do meio de onde se originaram. Assim, a diminuição da pressão faz com que surjam fendas e a oscilação de temperatura do dia para a noite, e do inverno para o verão provoca dilatação nas épocas de calor e contração nos períodos mais frios. Como a maior parte das rochas é constituída de mais de um mineral, com coeficientes de dilatação diferentes, essas variações de volume provocam o aparecimento de inúmeras rachaduras, abrindo caminho para o intemperismo químico, através da água e organismos que penetram por essas fendas (LEPSCH, 2002).

A prática da rochagem inspirou‐se na técnica de calagem de solos – aplicação direta de calcário para redução da acidez dos solos ‐ ou na técnica de gessagem, aplicação de gesso no solo, cada vez mais usado na agricultura, como fonte de S e Ca. Misturas de adubos de origem animal com rocha moída foram os primeiros fertilizantes usados na agricultura. Esses materiais contêm elementos essenciais para o equilíbrio nutricional das plantas. O plantio direto e a rochagem, como fonte de macro e micronutrientes, inclusive a agricultura orgânica, como fonte de nitrogênio e de outros nutrientes, possuem importância socioeconômica na produção sustentável de alimentos, principalmente na agricultura familiar e/ou de pequenas propriedades e na agricultura de qualidade.

Estudar o processo de formação das rochas é fundamental para o entendimento a agrogeologia, conceituado como o estudo dos solos agrícolas e das fontes de nutrientes e condicionadores regionais. Não são todas as rochas que podem ser utilizadas para a finalidade de remineralização do solo, a classificação ocorre em função da disponibilidade, composição química e mineralógica. O processo de produção de rochas moídas é a tecnologia e o grau de moagem em função da eficiência agronômica, enquanto, o manejo é a aplicação de agrominerais regionais com a finalidade de manejar a fertilidade do solo (nutrientes + cargas negativas).

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Ainda, a globalização da economia, associada ao agronegócio, leva a uma obsessiva política de aumento constante da produtividade na agricultura, apoiada nos fertilizantes, defensivos agrícolas e nos organismos geneticamente modificados (OGMs), com a consequente diminuição do conteúdo de matéria orgânica nos solos. Assim, os avanços tecnológicos impulsionaram o emprego da rochagem como fonte de nutrientes alternativos (Lapido e Nascimento, 2009). A composição química e mineralógica é fator determinante para seleção do material mais adequado à rochagem. As rochas ígneas, por exemplo, apresentam diferenças sensíveis, como pode observar‐se na Figura 23.

Figura 23 ‐ Classificação de rochas com ênfase no índice de cor, composição mineralógica e granulometria (Adaptado de Thorp; Brown, 1982; Fernandes; Luz; Castilhos, 2010).

A rochagem pode contribuir para a redução no consumo de fertilizantes industriais, que requerem quantidade elevada de energia para sua fabricação e, simultaneamente, ser um agente propulsor de produtividade e qualidade de muitos cultivares, incluindo os de cana‐de‐açúcar e oleaginosas, principalmente no âmbito do pequeno e médio agricultor (FERNANDES; LUZ; CASTILHOS, 2010).

À exceção do nitrogênio, todos os nutrientes necessários ao bom desenvolvimento das plantas são de origem mineral. Mesmo a agricultura orgânica ou biológica necessita de aditivos minerais, principalmente P e K. Entretanto, nas condições normais de clima, a desagregação natural e a alteração química não são capazes de disponibilizar os nutrientes das rochas ou minerais, para o crescimento das plantas, em compasso com os índices de produtividade exigidos pelo agronegócio. Assim, continua em ação o desenvolvimento de diversos estudos, com o propósito de modificar os minerais e rochas, tornando‐os aproveitáveis como fertilizantes alternativos (FERNANDES; LUZ; CASTILHOS, 2010).

Há uma grande variedade de rochas susceptíveis de aplicação na remineralização de solos. Straaten (2007), citando Levinson (1974), apresenta os grupos de rochas com potencial elevado de concentração, não só de micronutrientes benéficos, mas também prejudiciais aos cultivares (Fernandes; Luz; Castilhos, 2010) (Quadro 1). No Quadro 2 estão relacionados alguns tipos de rochas e minerais como fontes de macronutrientes principais e secundários associados às suas respectivas fontes.

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Quadro 1 – Exemplos de micronutrientes e contaminantes em alguns tipos de rocha. Tipo de Rocha Micronutrientes

Rochas ígneas ultramáficas Cr, Co, Ni, Fe, Mn Basaltos (rocha máfica) Cu, Zn, Mn, Fe, Co, Ni, V Granitos (rocha félsica) Ba, Li, W, Rb, Mo, Cu, Zn, Cl, Si

Carbonatitos (*) ETR, F, Nb Xisto vermelho / arenito U, V, Se, As, Mo, Pb, Cu

Xisto negro Cu, Pb, Zn, Cd, U, Au, Se, Ni, Mo, V, Fe, B, etc Notas: (*) >50% de carbonatos; ETR‐elementos de terras raras. Fonte: Levinson, 1974; Fernandes; Luz; Castilhos, 2010. Quadro 2 – Alguns tipos de rochas e minerais como fonte de macronutrientes principais e secundários.

Rochas e minerais Macronutrientes Rochas ultrabásicas alcalinas leucíticas K, Mg, Ca, etc Basalto/Gabro Mg, Ca, etc Carbonatito Ca, Mg, P, K Kimberlito K, Mg, etc. Rochas silicáticas alcalinas (sienitos e nefelina sienitos) K e outros Rochas ácidas (granitos e gnaisses) K e outros Gipsita e rejeitos industriais (principalmente fosfogesso) S, Ca Calcários (calcíticos e dolomíticos) Ca, Mg

Fonte: Fernandes; Luz; Castilhos, 2010. A rochagem, no sentido amplo do termo, pode traduzir as seguintes funções (Quadro 3):

I. calagem; II. calagem associada à fertilização; III. fertilização (remineralização) em conjunção ou não, com produtos orgânicos naturais e; IV. condicionamento de solos, que tem por função promover a melhoria das propriedades físicas, químicas e biológicas do solo). Quadro 3 – Rochas, minerais e materiais diversos para rochagem.

Função Tipo de material Nutrientes

Remineralização (Calagem e Nutrição)

Calcários calcíticos Ca Calcários dolomíticos Ca–Mg Carbonatitos (geoquímica e mineralogia muito variáveis)

Ca, Mg, K etc

Gesso (CaSO4) natural e industrial Ca, S

Remineralização e condicionamento do

solo

Gessos natural e industrial S, Ca Rochas fosfáticas P, Ca Carbonatitos Ca, Mg, K etc. Rochas silicáticas vulcânicas: basalto, ugandito, fonolitos, traquitos etc

Mg, Ca, Si, Fe etc

Rochas silicáticas granulares: granitos, sienitos, nefelina, sienitos, arenitos etc

K e outros

Minerais: feldspatos, argilominerais, piroxênios, anfibólios, vermiculita, biotita, zeólitas e outros

K e outros

Rejeitos e resíduos de minas, de minerais não metálicos e de pedreiras

Variados

Fonte: Fernandes; Luz; Castilhos, 2010.

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10 – CICLOS BIOGEOQUÍMICOS Diferentes partes do sistema biofísico do planeta Terra estão relacionadas intrinsecamente,

e em equilíbrio dinâmico, com os três grandes reservatórios litosfera, hidrosfera e atmosfera. Este conceito implica que, se esse equilíbrio for deslocado por algum impacto, o ambiente sempre reagirá de forma a atingir outro estado de equilíbrio, trocando matéria e energia entre os reservatórios (ROSA; ROCHA, 2003). O processo de troca constante entre os reservatórios é denominado de Ciclo Biogeoquímico, os ciclos ocorrem com água, carbono, potássio, fósforo, dentre outros. Entretanto, para o processo de remineralização os ciclos mais relevantes são os que promovem a liberação de nutrientes para o solo, sob condições de intemperismo, como catalizador do processo (Figura 24).

Figura 24 – Processos biogeoquímicos Fonte: Eder Martins, III Congresso Brasileiro de Rochagem, 2016.

O estudo dos ciclos biogeoquímicos em rochagem é importante para o entendimento do comportamento dos elementos químicos necessários a nutrição dos solos. Dezessete elementos são considerados nutrientes essenciais para o crescimento vegetal, ou seja, a planta não é capaz de completar um ciclo de vida na ausência de algum deles, e nenhum outro elemento pode substituí-lo. Além dos elementos adquiridos pelo ar e pela água (C, O, e H), os elementos nutricionais essenciais para a totalidade das plantas superiores são conhecidos por macro e micronutrientes:

- Macronutrientes são os nutrientes requisitados em maiores quantidades. Os macronutrientes primários são o nitrogênio (NH3, NH4

+ ou NO3-), fósforo (H2PO4

- ou HPO42-) e o

potássio (K+) e são geralmente adicionados ao solo na forma de fertilizantes comerciais. Os macronutrientes considerados secundários, mas não menos importantes, são o enxofre (SO4

-2), o cálcio (Ca2+) e o magnésio (Mg2+) e são necessários em quantidades um pouco menores.

- Micronutrientes são os nutrientes exigidos em menores quantidades pelas plantas. Entre eles estão o manganês (Mn2+), cobre (Cu2+ ou Cu+), zinco (Zn2+), cloro (Cl-), ferro (Fe2+ ou Fe3+), molibdênio (MoO4

2-), boro (H3BO3 ou H2BO3) e níquel (Ni2+).

Neste vídeo serão apresentados os ciclos biogeoquímicos e qual sua importância para a manutenção da vida do planeta, bem como, a classificação e os fatores que influenciam na velocidade deles. Veja no link indicado: Ciclos Biogeoquímicos - Brasil Escola Disponível em: < https://youtu.be/q2nWZskxkvU>. Acesso em 02/07/2020.

Para saber mais

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Os macronutrientes N, K e P são requeridos pelas plantas em quantidades relativamente

grandes por desempenharem papéis fundamentais ao desenvolvimento das mesmas. O nitrogênio como gás N2 forma 78% da atmosfera da Terra e não é reativo. Deve ser convertido em formas químicas reativas. O potássio (K) existe em grandes quantidades nos minerais do solo e adsorvido na forma iônica K+ às partículas do solo e à matéria orgânica. Ele entra nas raízes das plantas na forma iônica (K+), muitas vezes pelo processo de osmose através das paredes celulares, sendo carreados por íons carregados negativamente. O potássio não forma nenhum composto químico nas plantas, mas desempenha um papel importante no transporte de água e outros íons através das membranas celulares. Já o fósforo (P) geralmente ocorre em grandes quantidades nos minerais e na matéria orgânica do solo e deve ser convertido em íons de fosfato inorgânico (H2PO4

- ou HPO42-) para ser

assimilado pelas plantas.

O dióxido de carbono (CO2) é o principal combustível utilizado pelas plantas que através de seus aparatos fotossintéticos transformam um gás inorgânico em moléculas orgânicas constituintes dos tecidos de organismos autotróficos. O processo de fotossíntese é limitado por uma série de fatores, incluindo o fornecimento de nitrogênio para os organismos autotróficos. O fornecimento de nitrogênio para os organismos é regulado por uma série de reações de oxi-redução que ocorrem tanto no ambiente terrestre como no ambiente aquático, que por sua vez, são mediadas por microorganismos em busca de energia ou aceptores finais de elétrons. Todos esses processos acima mencionados são influenciados significativamente pela temperatura. É amplamente conhecido que a temperatura limita não só o processo fotossintético, como inúmeras reações que ocorrem nos sistemas aquáticos e terrestres. (PBMC, 2014, p. 184)

Produto dos ciclos biogeoquímicos os chamados agrominerais são aqueles produtos da

indústria extrativa mineral que fornecem os elementos químicos para a indústria de fertilizantes ou para utilização direta pela agricultura (Figura 25). Compreendem as commodities minerais de enxofre, fosfato, potássio e o calcário dolomítico utilizado para corretivo da acidez dos solos. Sendo os agrominerais, parte integrante da cadeia produtiva dos fertilizantes minerais, relacionando produtos e setores econômicos de modo a proporcionar um quadro mais claro da diversidade dos componentes dessa indústria e sua complexidade (FERNANDES; LUZ; CASTILHOS, 2010).

Conhecer os ciclos de forma específica é fundamental para o entendimento de seus processos. Veja no link indicado: Ciclo do carbono Disponível em: < https://youtu.be/-0XsJbmX580>. Acesso em 02/07/2020.

Para saber mais

Conhecer os ciclos de forma específica é fundamental para o entendimento de seus processos, sobretudo no contexto da rochagem. Veja no link indicado: Ciclo do Potássio nos Ecossistemas Agrícolas. Disponível em: < https://youtu.be/WW2zMVrnB_s>. Acesso em 10/07/2020.

Para saber mais

Conhecer os ciclos de forma específica é fundamental para o entendimento de seus processos, sobretudo no contexto da rochagem. Veja no link indicado: Ciclo do Fósforo Disponível em: < https://youtu.be/1TjbZUOL7yk>. Acesso em 11/07/2020.

Para saber mais

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Figura 25 – Critérios de classificação de agrominerais silicáticos. Fonte: Eder Martins, III Congresso Brasileiro de Rochagem, 2016.

A rochagem é uma técnica eficiente e eficaz, onde há, na retaguarda um compendio de estudos científicos para melhor aplicabilidade do pó de rocha e, consequentemente, a qualidade do solo. Fatores externos (clima, litologia, relevo, tempo etc.) e intrínsecos da matéria (rocha de origem, mineralogia, composição química etc.) utilizada são preponderantes no sucesso da remineralização (Figura 26).

Figura 26 – Fatores responsáveis pelo processo de remineralização do solo. Fonte: Eder Martins, III Congresso Brasileiro de Rochagem, 2016.

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ATIVIDADES

ATIVIDADES DE FIXAÇÃO DE CONTEÚDO 1 – O que é rocha? 2 – Qual a diferença entre rocha e mineral? 3 – Descreva o tipo de produto gerado em intemperismo físico e químico. 4 – Em um clima úmido e quente qual rocha sofre maior ação do intemperismo - o granito ou basalto, por quê? 5 – Se reações químicas necessitam de calor, por que o intemperismo químico é pouco desenvolvido no deserto?

ATIVIDADES AVALIATIVAS 1 – Como as rochas contribuem no processo de remineralização do solo? 2 – Qual a importância em se estudar os ciclos biogeoquímicos para a Rochagem?

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ANEXO

PARA MAIS INFORMAÇÕES SOBRE OS ELEMENTOS QUÍMICOS ACESSEM O CONTEÚDO DIGITAL ATRAVÉS DO QR CODE NA TABELA PERIÓDICA

geoquímica aplicada a rochagem - aedmoodle.ufpa.br

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