OCORRÊNCIA DE MONTMORILONITA EM ALGUNS SOLOS DESENVOLVIDOS DO ARENITO DE BOTUCATU*

J . L . I . D E M A T T Ê * *

A . C . TEIXEIRA M E N D E S * *

L. GERALDI F I L H O * * *

Este trabalho foi realizado com o objetivo de estudar a ocorrência de montmorilonita em solos desenvolvidos do arenito de Botucatu no mu­nicípio de Piracicaba. Tais solos são os seguintes: Regossol (série Ri­beirão Claro), Podzólico Vermelho Amarelo-variação Laras (série Ibitiru¬ na) e Regossol "intergrade". para Podzólico Vermelho Amarelo. Foram se­lecionados cinco perfis, sendo dois pertencentes ao Regossol (perfis P1, e Ρ 2 ) , dois ao Podzólico (perfis P3 e P4) e um ao Regossol "inter¬ grade" (perfil Ρ 5 ) .

As amostras dos cinco perfis, em número de 33, foram tratadas con­venientemente para se processar a eliminação de sais solúveis e agentes cimentantes (matéria orgânica, óxidos de ferro livres, etc), e assim fa­cilitar o estudo da fração argila. Nesta fração foram feitas as determina­ções químicas (% de K 2 O, silica, alumina e C.T.C.) e mineralógicas (raios

X e análise térmica diferencial). Também determinações granulométricas e químicas foram realizadas em todas as amostras.

Os perfis Ρ1 e P 2 , que não apresentaram rocha consolidada, tiveram

a caolinita como mineral dominante (acima de 50%). Os perfis Ρ 3 , Ρ4 e Ρ 5 , que apresentaram como material de origem a rocha arenítica consolidada, tiveram a montmorilonita como mineral dominante, apresentando todavia, diferenças quanto ao teor desse mineral.

Assim, o Podzólico Vermelho Amarelo-variação Laras, que possui o arenito de Botucatu de estratificação plano-paralela como material origi­nário, teve um teor médio de montmorilonita de 35%, enquanto que o Regossol "intergrade" para Podzólico Vermelho Amarelo, com o mesmo arenito, mas de estratificação cruzada como material originário apresen­tou um teor médio de montmorilonita de 57%.

A presença da montmorilonita nestes dois solos se deve a uma herança do material originário e não à formação local, por intemperização. Neste caso, o material originário deve ter tido, em outras épocas, condi­ções favoráveis para a formação deste mineral, ou seja, clima semi-árido,

* Entregue para publicação em 31-8-72. ** Professores do Departamento de Solos e Geologia — ESALQ-USP.

*** Bolsista da Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo (FAPESP).

riqueza de Ca, Mg, Na, baixa relação Si/Al e baixo teor de H.

Pelos resultados obtidos, os perfis Ρ1 e P2), parecem não pertencer ao

arenito de Botucatu. Infelizmente, devido à falta de dados mineraló¬ gicos da rocha do arenito de Botucatu de outras regiões do Estado, não foi possível verificar se a ocorrência da montmorilonita é ou não comum neste arenito. Outras pesquisas devem ser executadas visando este objetivo.

INTRODUÇÃO

Estudando recentemente algumas amostras de argila obtidas de solos arenosos desenvolvidos do arenito de Botucatu no município de Piracicaba, observou-se pela difração dos raios X, a presença dominante de minerais de argila de grade expansiva.

Tal fato causou surpresa por diversos motivos, entre os qua i s : a. os solos possuem drenagem boa a excessiva; b . o complexo coloidal dos solos está sa turado, principalmente,

com íons de H + , sendo por tanto , quimicamente pobre.

Fazendo uma revisão bibliográfica a respeito da influência do meio ambiente na formação de minerais de argila, KELLER (25) observou que as condições sob as quais a montmori loni ta se forma contras tam com aquelas em que se desenvolve a caolinita. A montmo­rilonita forma-se em u m sistema químico caracterizado pela alta rela­ção Si/Al, relativa abundância de Mg, Fe, Ca, Na e Κ e, u m a baixa concentração de ions H.

O clima, por sua vez, aliado a u m sistema de drenagem eficiente, é tão importante quanto o material de origem. Se é semi-árido, a hidrólise da silica se dá enquanto houver umidade no solo; mas , em advindo o período seco, a solução de cations, originalmente diluída, torna-se sa turada com Mg, Ca, Fe, Na, e t c , que combinam com o grupo Si-O-Al formando montmori loni ta . Desta maneira, pela utilização dos íons divalentes da água subterrânea, as rochas graní-ticas, que são ricas em Κ e Na, mas pobres em Ca, podem alterar-se para montmori loni ta em climas semi-áridos.

Por outro lado, em clima úmido associado a uma boa drenagem do solo, as bases são normalmente eliminadas tornando-se o ambiente favorável à formação de caolinita.

Se nestas condições climáticas, a drenagem do solo for impedida (pobre ) , haverá concentração de bases e silica que reconst i tuirão o sistema químico adequado à formação de montmori lonita .

A influência da drenagem do solo na formação de minerais de argila, em clima tropical, foi mui to bem demonstrada pelos traba­lhos de MOHR e Van BAREN (27) . Tais autores verificaram que laterita e montmori loni ta foram formadas a cur ta distância uma da

outra, provenientes do mesmo mater ial de origem (rocha ígnea) e nas mesmas condições de clima. A única exceção imposta pelo meio ambiente, que proporcionou a formação tanto de lateri ta como de montmori loni ta , foram as condições da drenagem, pois enquanto a primeira se formou em um ambiente de boa drenagem, a segunda foi formada em condições de drenagem pobre, rica em silica e íons metál icos.

Segundo DE VILLIERS (14), nas condições de clima tropical úmido, o abundante suprimento da umidade e elevada temperatura acompanhados de uma rápida mineralização de grandes quantidades de matér ia orgânica, são responsáveis por u m intenso catamorfismo dos minerais p r imár ios . Solos destas regiões consistem de minerais pr imários resistentes, de argilas do tipo 1:1 e de oxido de ferro li­vre . Aliás, resultados semelhantes a estes foram encontrados por diversos autores que t rabalharam com solos tropicais de drenagem boa (6, 8, 11, 12, 15, 28).

É fato passivo que, as condições de formação de montmoriloni­ta, por intemperismo e em clima tropical, são as seguintes:

a. grande concentração de Ca, Mg, Fe, Na ; b . alta relação Si /Al ; c. drenagem do solo impedida evitando, com isso, a perda de

bases ; d. baixo teor de H .

Entre tanto , tais condições não foram observadas nos solos examinados. Um dos principais objetivos pretendidos neste tra­balho é o de tentar in terpre tar a provável origem da montmori loni ta e verificar, em quais solos, tal mineral ocorre dentre as unidades descritas pela COMISSÃO DE SOLOS (10) como sendo originada do areni to de Botucatu .

MATERIAL Ε MÉTODOS

1. Solos

O presente t rabalho tem como u m de seus objetivos o estudo mineralógico da fração argila de solos desenvolvidos do arenito de Botucatu na região de Piracicaba. De acordo com a COMISSÃO DE SOLOS DO CNEPA (10) estes são os seguintes: Regossol, Podzólico Vermelho Amarelho-variação Laras e Regossol " intergrade" para Podzólico Vermelho Amarelho.

De acordo com RANZANI et al (30), as séries Ribeirão Claro e Ibi t i runa enquadram-se, respectivamente, como Regossol e como PVA-variação Laras . Não se encontrou todavia, correspondência pa­ra o Regossol " intergrade" PVA.

Para a demarcação dos perfis, efetuou-se prel iminarmente, u m a excursão exploratória à área demarcada por RANZANI et al (30) com a finalidade de obter-se u m a idéia da distribuição das unidades de solos.

Foi verificado que a série Ribeirão Claro está sempre associada com a série Ibi t i runa, e que ocorre numa alti tude de aproximada­mente desde 580 a 630m, estando sempre acima da série Ib i t i runa. Devido a tal fato optou-se pela escolha de uma seqüência catenária que relacionasse os perfis destas duas séries, sendo coletadas amos­tras de dois perfis de cada uma delas.

O Regossol " in tergrade" para Podzólico Vermelho Amarelo nor­malmente não está associado a nenhum outro solo. Sua área de ocorrência é homogênea e o material originário é o arenito de Bo-tucatu eólico. Coletaram-se amostras de u m perfil desta unidade de mapeamento .

O Quadro 1 apresenta as designações dos perfis estudados e suas classificações, segundo diversos autores , enquanto que o 2, as prin­cipais características morfológicas dos perfis P 2 , P3 e P5.

Os perfis estudados situam-se no município de Piracicaba, sen­do que os quat ro primeiros foram amostrados no ba i r ro Ibi t i runa e o quinto a 15 km de Piracicaba, na es t rada que o liga à cidade de Conchas.

A figura 1 apresenta a disposição, por alti tude, dos perfis Pi, P 2 , P 3 e P 4 .

2. Análises mecânica e química dos solos

Na determinação das classes dos separados do solo foi usado o método da pipeta descrito por KILMER e ALEXANDER (26), em-pregando-se como dispersante u m a solução de hexametafosfato de sódio.

A capacidade de t roca de cations, o cálcio e o magnésio trocá-veis foram determinados segundo os procedimentos descritos por GLÓRIA et al (16, 17).

O potássio trocável, fósforo solúvel e hidrogênio foram determi­nados através das especificações de CATANI et al (9 ) , e o pH com u m potenciômetro "Leeds e Nor thrup" , usando-se relação solo/água e solo/KCl de 1:1.

3 . Análise da fração argila do solo

Os sais solúveis e cations divalentes foram removidos através de solução de acetato de sódio (22) . A oxidação da matér ia orgâni­ca e a eliminação do Mn02 foram executadas tratando-se o solo com peróxido de hidrogênio (22) . O método utilizado para a remoção do oxido de ferro livre foi o do ditionito — citrato — bicarbonato de sódio (22) . A dispersão do solo e o fracionamento da argila em frações grossa e fina foram conseguidos seguindo-se as recomenda­ções de JACKSON' (22 ) .

Após a separação as argilas foram saturadas com K + e com M g + +

e montadas em lâminas de vidro para exame difratométrico (22).

A identificação dos diversos minerais de argila e filossilicatos foi feita com o auxílio da difração dos ra ios X. Os espaçamentos basais de l . a ordem, levados em conta para a identificação, encontram-se no Quadro 3 (22 e 24).

A mica foi determinada pelo potássio total ( 2 1 ) ; a caolinita e a gibbsita pela análise térmica diferencial ( 13 ) ; o material amorfo pe­la dissolução seletiva utilizando-se o NaOH 0,5 Ν ( 2 ) ; e finalmente, as vermiculita e montmori loni ta pela C.T.C. (1) .

RESULTADOS Ε DISCUSSÃO

Os Quadros 4 e 5 apresentam a análise quanti tat iva da fração argila, dos cinco perfis estudados.

Este grupo de perfis pode ser dividido de acordo com a análise mineralógica, em dois subgrupos, ou seja, um contendo elevado teor de caolinita (perfis Pi e P 2 ) e ou t ro u m baixo teor deste mineral (perfis P 3 , Pé e P 5 ) .

Os teores de caolinita dos perfis Pi e P 2 apresentam uma grande variação de acordo com a profundidade do solo. O teor má­ximo deste mineral é de 86% (perfil Pi, horizonte C 3 ) e o mínimo de 52% (perfil P 2 , horizonte Ci) .

De acordo com a seqüência de intemperização dos minerais de diâmetro inferior a dois microns (19), o teor de caolinita tende a decrescer da superfície para os horizontes mais inferiores. Obser­vando-se o comportamento nos teores de caolinita, notou-se que na a l tura dos horizontes C3 dos dois perfis, os teores são os mais ele­vados, decrescendo em seguida. Tal fato pode sugerir a hipótese de que os quat ro primeiros horizontes foram t ranspor tados e deposi­tados sobre os demais horizontes dos dois perfis. Ent re tanto , uma conclusão segura a respeito desta provável descontinuidade litológica, poderia ser verificada com a análise mineralógica da fração areia, através de diversos índices (7 ) . No entre tanto , este t rabalho não foi executado visando-se tal finalidade. Por outro lado, o teor de mica da fração argila pode ser perfeitamente utilizado como u m mineral índice para questões de intemperismo, aliás com resultados exce­lentes no diagnóstico de descontinuidades litológicas (11), desde que o teor deste mineral seja significativo. Entre tanto , observando-se o compor tamento da mica nestes dois perfis, notou-se que esta apre­senta baixos valores (valor máximo de 2,5%), aliados também uma pequena variação em profundidade. Estas características excluiram-na pois, como u m ins t rumento útil na elucidação do intemperismo, pois a pequena variação em profundidade poderia perfeitamente ser expli­cada pelas variações não do solo, mas sim das análises executadas. Além disso, de acordo com os t rabalhos geomorfológicos da região (29), a presença de sedimentos profundos e arenosos, associados ao arenito de Botucatu, são explicados como sendo provenientes de diversos ciclos erosivos. Tal fato, por tanto , sugere que os Regossóis da região onde estão incluídos os perfis Pi e P 2 , devem ter sido retra-balhados e depositados no local atual, resul tando daí as variações nos teores de caolinita.

Logo após a caolinita, em quantidade, vem o material amorfo ou a alofana. Seus teores são relat ivamente elevados, estando na faixa dos 10 aos 20%. De acordo com JACKSON et al (19) a posição ocupada pelo material amorfo na escala do intemperismo é a de nú­mero 10, jun tamente com a caolinita.

A montmori loni ta , determinada por capacidade de troca de cations, apresenta teores baixos, normalmente inferiores a 10%.

Finalmente, o mineral com mais baixo valor está representado pela gibbsita ( teor máximo de 1,0%). Pôde-se observar ainda, que esta ocorre normalmente onde os valores de caolinita são máximos. A presença de gibbsita em solos de clima tropical normalmente se deve a u m processo de dessilicatização de minerais em estágios ante­riores ou, segundo JACKSON (23), a u m a dessilicatização intensa

( laterização). No presente caso tal mineral deve ter sido formado por intemperismo da caolinita.

Como o teor de caolinita é relativamente elevado na maioria dos horizontes, inclusive nas camadas mais inferiores, ela deve ter sido, em parte , herdada do material originário e, em par te formada por intemperismo da mica, via vermiculita. A presença da vermiculita em solos tropicais foi verificada por diversos autores (12, 15, 28) e MOHR e Van BAREN (27) explicam a sua ocorrência por ser ela u m estágio intermediário entre o intemperismo da mica para a caolinita.

A figura 2 i lustra u m a seqüência de difratogramas dos princi­pais horizontes do perfil Pi, e a 3, difratogramas correspondentes aos diversos t ra tamentos para o horizonte C 2 do perfil P 2 . O espaçamento

o

a 14 A corresponde ao espaçamento de pr imeira ordem da vermi­culita. A caolinita está representada pelos espaçamentos de 7,18 e

o

3,58 A, de pr imeira e segunda ordem, respectivamente. Picos endo-térmicos destes dois perfis, na região entre 550° e 600°C (caolinita) estão apresentados na figura 8.

Examinando-se as condições de solo e clima que agem no pro­cesso de t ransformação de mater ial dos perfis Pi e P 2 (Regossóis) pode-se no ta r diversos fatos. Assim é q u e :

a. os regossóis sãó ricos em macroporos , resultando, com isto, uma rápida passagem da água através de seus perfis (veja-se a análise mecânica no Quadro 6 ) ;

b . o clima da região é do tipo Cwa, com precipitações pluvio-métricas concentradas no período de setembro a fevereiro com uma média anual de 1.200 mm. A tempera tura do mês mais quente é superior a 22°C;

c. devido as condições apresentadas em a. e b., há uma grande lixi-viação do solo. As bases solúveis são facilmente removidas do perfil e o complexo coloidal fica sa turado com íon hidrogênio (veja-se a análise química no Quadro 6) . Neste caso, os solos tendem a ficar ácidos e o intemperismo se manifesta de maneira drástica (20, 23). Tais condições são favoráveis pois à formação de caolinita (25) .

No Estado de São Paulo o arenito de Botucatu tem dado origem a diversos solos arenosos, entre os quais os regossóis, latossóis-fase arenosa e regossóis " intergrades" (10). Do exame do comportamento mineralógico de tais solos notou-se que o teor de gibbsita é sempre elevado. Assim é que ANDRADE (4) , t rabalhando com regossóis e

latossóis-fase arenosa da região de Rio Claro, encontrou teores de gibbsita em torno de 20% para o regossol e 15% para o latossol-fase arenosa (ambos os solos desenvolvidos do arenito de Botucatu) . AVELAR (5) , t rabalhando na região de Botucatu com solos seme­lhantes, encontrou resultados quase idênticos aos de ANDRADE (4 ) . A gibbsita, para o regossol está em torno de 5% e para os fase are­nosa 15%.

Comparando-se tais resultados pode-se notar que, os regossóis originados do arenito de Botucatu, normalmente apresentam elevado teor de gibbsita, o que não ocorre com os perfis Pi e P 2 . Devido a tal fato, possivelmente este solo não se formou do arenito de Botucatu e sim de u m material mais recente e possivelmente re t rabalhado.

PENTEADO (29) descreve a Bacia de Sedimentação de Rio Claro, como sendo formada por sedimentos arenosos, mal consolidados, que aparecem acima das cotas de 580 m e pertencente à Era Neo Ceno-zoica. Essa superfície corta, indiferentemente, sedimentos da For­mação Botucatu e do Grupo Passa Dois e completa-se como super­fície de agradação nos depósitos arenosos modernos. Mais adiante tal autora afirma que — "Nas superfícies cortadas no Botucatu che­gam a confundir-se com os regossóis formados a par t i r destas rochas, dos quais apenas se distinguem pela presença de depósitos rudáceos basais" . De acordo com esta descrição, e considerando que os perfis Pi e P 2 não são originados do Botucatu e sim de material mais jovem, crê-se que sejam desenvolvidos do arenito da Formação Rio Claro.

Os resultados mineralógicos dos perfis P3 e P 4 (Quadro 5) apre­sentam u m a composição totalmente distinta dos perfis Pi e P 2 . Assim é que a montmori loni ta é o mineral de argila dominante, com teores oscilando entre 22 e 45%, concentrando-se, ligeiramente, nos hori­zontes mais inferiores. Seguindo-se este mineral , a caolinita ocorre com teores em torno de 20% para o perfil P4 e l 2 5 % para o P3. Os demais minerais de grade 2 : 1 (mica e vermiculi ta) somam 25%. O teor de material amorfo é baixo (menor do que 10%) e a gibbsita não ocorre.

Os difratogramas da figura 4 apresentam diversos espaçamentos correspondentes aos principais minerais aqui citados.

A montmori loni ta , quando sa turada com K + e seca ao ar, apre­senta espaçamentos, de pr imeira ordem, entre 12,4 e 12,8 (figura 5, difratograma 25°C). Com o aquecimento a 550°C tal espaçamento

o se contrai para a região dos 10 A (figura 5, difratograma 550°C). Posteriormente, quando sa turada com Mg e solvatada com glicerol

o o espaçamento se expande para a região dos 17 A (figura 5, difrato-grama glicolado).

O Regossol " intergrade" para Podzólico Vermelho Amarelo apre­senta uma composição mineralógica (Quadro 5) semelhante à dos perfis do Podzólico Vermelho Amarelo. Difere, entretanto daquele solo, por apresentar u m maior teor de montmori loni ta ( teor má­ximo de 77%) . A caolinita apresenta-se com valores maiores nos horizontes superiores, decrescendo com o aumento da profundidade do solo, sendo seu valor mín imo de 5%. 0 pequeno valor deste mineral pode ser constatado pelo te rmograma apresentado pela figura 8. Nota-se que o pico endotérmico na região dos 550°C é pequeno. Os demais minerais de grade 2:1 (mica e vermiculi ta) apresentam teores entre 15 a 20%. A gibbsita é ausente t ambém neste perfil e o material amorfo apresenta-se com valores inferiores a 7%.

A figura 6 indica uma seqüência de difratogramas de amostras saturadas com K, e sem t ra tamento , dos principais horizontes deste solo. Nota-se que o espaçamento principal que ocorre neste perfil

o é o de 12,09 A. O reconhecimento preciso da montmori loni ta pode ser observado pela figura 7.

Através do estudo das características dos perfis P 3 , P4 e Pr, pôde-se notar q u e : a. os perfis da Podzólico Vermelho Amarelo são relativamente

arenosos na superfície, e com teores de argila em torno de 20% nos horizontes inferiores (Quadro 7) . Tais características, aliadas a uma boa es t ru turação favorecera uma drenagem livre. O perfil P 5 , que é arenoso (Quadro 8) , apresenta consequentemente u m a drenagem boa ;

b . quimicamente, são solos pobres sendo o hidrogênio o íon domi­nante (Quadros 7 e 8) .

Notou-se que o conjunto de características atualmente apresen­tadas por tais solos (perfis P 3 , P4 e P 5 ) não são ideais para a forma­ção de montmori loni ta e sim de caolinita KELLER (25). Portanto, a caolinita seria o mineral dominante fato este que não ocorre.

De uma maneira geral os solos do Brasil, que apresentam boa drenagem e acidez acentuada, possuem a caolinita ou outro mineral mais intemperizado como mineral dominante.

Ora, se a montmori loni ta ocorre em grande quant idade nestes solos e o ambiente atual não é favorável a sua formação, tudo leva a crer que tal mineral deve ter sido herdado do material originário destes solos. Tal hipótese é favorecida pelo ligeiro aumento deste mineral à medida que o solo fica mais profundo.

De acordo com esta hipótese, o ambiente de formação do arenito de Botucatu ou do arenito que deu origem ao Podzólico Vermelho Amarelo e ao Regossol " intergrade" deve ter t ido condições favo­ráveis à formação da montmori loni ta . Em outras palavras, o ambiente deve ter sido rico em Ca, Mg, Fe, Na e t c , ter u m a baixa relação Si/Al e baixo teor de H, aliado a u m clima semi-árido. Ou então, todas estas condições em clima mais úmido, porém com u m a drenagem tal que impedisse a eliminação das bases e da silica.

ALMEIDA (3) em 1964, descreveu duas fácies no arenito de Botucatu, uma fluvial e out ra lacustre, ambas possuindo u m ambiente úmido em sua formação. Tal autor salienta que não é ra ra a pre­sença de cimentação calcária nestes depósitos, principalmente na fluvial. Ora o ambiente lacustre (úmido) aliado a u m a riqueza de cálcio, ofereceria condições favoráveis à formação de montmori­lonita. Tais observações sugerem, mas não provam, que todos os arenitos das fácies fluvial e lacustre da formação Botucatu, possuem montmori loni ta como mineral dominante. Esta afirmação baseia-se unicamente no pequeno número de trabalhos publicados a respeito da minerologia da fração argila destes arenitos. Part icularmente, pa ra a região de Piracicaba e para os solos estudados, pode-se afirmar que o arenito de Botucatu contem elevado teor deste mineral .

O teor de montmori loni ta do Podzólito Vermelho Amarelo (média de 35%) é menor do que no Regossol " intergrade" (média de 57%) . Foi observado que este fato sempre estava relacionado com a natureza da rocha : quando o arenito de Botucatu t inha u m a estra-tificação plano-paralela, o solo originado era o Podzólico Vermelho Amarelo e, quando a estratificação era cruzada ocorria o Regossol " intergrade".

Partindo-se do princípio cfe que, na região de Piracicaba, o are­nito de Botucatu possue grande teor de montmori loni ta , os perfis Pi e P 2 (Regossóis) não são originados desta formação geológica, pois tais perfis apresentam a caolinita como mineral dominante.

A presença de caolinita nos perfis Pa, P4 e P 5 pode se^ explicada, em par te , pela dessilicatização da montmori loni ta . Assim é que, quanto maior o teor de montmori loni ta , menor é o de caolinita (Quadro 8) . A ausência de gibbsita nestes perfis e a pequena quanti­dade de caolinita indicam que tais solos são ainda mui to jovens quando comparados com outros solos de clima tropical, principal­mente os latossóis.

SUMMARY

OCCURENCE OF MONTMORILLONITE IN SOME SOILS DEVELOPED FROM BOTUCATU SANDSTONE

Five soil profiles developed from Botucatu Sandstone were selected for a study of the occurrence of montmoril lonite. These were, respectively, two Regosols (P1 and P 2 ) , two Red-Yellow Podzolic-Laras variation ( P 3 and P 4 ) and an Intergrade Regosol ( P 5 ) . A total of 33 samples were taken from these profiles. Particle size distribu­tion and routine chemical characterization was done for all samples.

The clay fraction of each sample was submit ted to the follow­ing analysis : determination of %K 2 O, silica, al luminum, cation exchange capacity, X-ray diffraction and DTA.

Kaolinite was the dominant clay mineral in the soil profiles overlying unconsolidated rock material (P1 and P 2 ) whereas montmo­rillonite was dominant in those overlying consolidated rock ( P 3 , P 4

and P 5 ) .

Average content of montmori l lonite in the Red-Yellow Podzolic profiles overlying stratified sandstone was 35%, whereas for the Intergrade Regosol the average was 57%.

The results obtained indicate that montmoril lonite is an inherited character in these soils. Profiles P1 and P 2 are probably derived from materials other than Botucatu Sandstone.

LITERATURA CITADA

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12. ___________ e A. C. M O N I Z — 1969 — E s t u d o pedo lóg ico de t r ê s pe r f i s d a sé r i e G u a m i u m — X I X C o n g r e s s o B r a s i l e i r o d e Ciência d o So lo — C u r i t i b a — P a r a n á .

13. D I X O N , J . B . — 1966 — Q u a n t i t a t i v e ana lys i s of kao l in i t i c a n d g ibbs i t e in soi ls by d i f fe ren t ia l t h e r m a l ana lys i s a n d se lect ive d i s s o l u t i o n me­t h o d s — Clays a n d c lay m i n e r a l s , 14 t h . Conf. p g . 83-89 — P e r g a m o n P r e s s , N e w Y o r k .

14. D E V I L L I E R S , J . M . — 1964 — T h e genes i s of s o m e N a t a l so i ls — I — Clovelly, K r a n s k o p , K r a n s k o p a n d B a l m o r a l s e r i e s — S . Afr. J . Agr ic . Sc i . 7: 417-438.

15. ESCOBAR, Ε . H . ; J . L . I . D E M A T T Ê e A. C. M O N I Z — 1971 — Gênese e c lass i f icação de a lguns so los d a B a c i a do R i b e i r ã o T i juco P r e t o — — Munic íp io de Rio d a s P e d r a s , S . P . X I I I C o n g r . B r a s i l . d e Ciência do Solo — V i t ó r i a - E S .

16. GLORIA, N . da ; R . A. CATANI e T . MATUO — 1965 — D e t e r m i n a ç ã o d a c a p a c i d a d e de t r o c a de c a t i o n s d o so lo p o r f o t o m e t r i a de c h a m a — Anais d a ESALQ — X X I I : 4-9 P i r a c i c a b a - S P .

17 ___________ 1964 - M é t o d o d o EDTA n a d e t e r m i n a ç ã o do cálcio e m a g n é s i o " t r o c á v e l " do so lo — X X I — Anais d a ESALQ — Piraci­caba , S . P .

18. I N S T I T U T O G E O G R Á F I C O Ε GEOLÓGICO — 1963 — M a p a geológico do E s t a d o de S ã o P a u l o .

19. JACKSON, Μ . L . ; Β . A. T Y L E R ; A. L . W I L L I S ; G. A. B O U R B E A U a n d R . P . P E N N I N G T O N — 1948 — W e a t h e r i n g s equence of clay-size m i n e r a l s in soi ls a n d s e d i m e n t s : I . F u n d a m e n t a l gene ra l i za t ion — J o u r . of P h y s . a n d Colloid C h e m i s t r y 52: 1237-1260.

20 ___________ a n d G. D . S H E R M A N — 1953 — Chemica l w e a t h e r i n g of m i n e r a l s in soi ls — Advanced A g r o n o m y 5: 219-318.

2 1 . ___________ 1956 — Soil Chemica l Analys is — P r e n t i c e Ha l l . I n c . En¬ g lewood Cliffs, N e w Y o r k — 498 p .

22. ___________ 1965 — Soil chemica l ana lys i s — Advanced C o u r s e — Un . of Wiscons in . M a d i s o n , Wis . U . S . A . 991 p . ( m i m e o g r a f a d o ) .

23 . ___________ 1965 — Clay t r a n s f o r m a t i o n in soil genes i s d u r i n g t h e qua­t e r n a r y — Soil Sc i . 99: 15-22.

24. J O H N S O N , L . J . ; R . P . M E T E L S K I a n d C. F . E N G L E — 1963 — Clay m i n e r a l c h a r a c t e r i z a t i o n of m o d a l prof i l ies in severa l P e n n s y l v a n i a C o u n t r i e s — Soi l S c . S o c . A m e r . P r o c . 27: 568-572.

25. K E L L E R , W . D . — 1964 — P r o c e s s e s of o r i g e m a n d a l t e r a t i o n ol c lay m i n e r a l s — Soil c lay m i n e r a l o g y — A s y m p o s i u m . C. I . R i c h a n d K u n z e — e d . Un iv . of N o r t h Ca ro l ina P r e s s , C h a p e H i l l .

26. K I L M E R , V . J . a n d L . T . A L E X A N D E R — 1949 — M e t h o d of m a k i n g m e c h a n i c a l ana lys i s of so i l s — Soil Sc i . 68: 15-26.

27. M O H R , E . C. J . a n d F . A. V a n B A R E N — 1954 — T r o p i c a l soi ls I n t e r s ¬ c ience — N e w Y o r k .

28. M O N I Z , A. C. a n d M . L . JACKSON — 1967 — Q u a n t i t a t i v e m i n e r a l o g i c a l ana lys i s of B raz i l i an soi ls d e r i v e t e d f r o m b a s i c r o c k s a n d s l a t e . Wiscons in Soi l Sc i . R e p o r t 212.

29. P E N T E A D O , Μ . Μ . — 1969 — A b a c i a de s e d i m e n t a ç ã o de Rio C la ro — G e o g r a p h i c a — S o c . d e Geogra f i a de L i sboa . Ano V: 17.

30. RANZANI , G . ; O . F R E I R E e T . K I N J O — 1966 — C a r t a de so los d o m u ­nic íp io de P i r a c i c a b a — E . S . A . "Luiz d e Que i roz" , P i r a c i c a b a , S . P .

3 1 . S O I L S U R V E Y S T A F F — 1967 — S u p p l e m e n t t o Soil Class i f ica t ion S y s t e m ( S e v e n t h A p p r o x i m a t i o n ) . S e c o n d P r i n t i n g . Soi l C o n s e r v a t i o n Serv ice , USDA. 207 p p .