Programa de Pós-graduação em Agricultura Tropical

ASPECTO DA VARIABILIDADE DE ATRIBUTOS FÍSICOS E QUÍMICOS DO SOLO SOB FLORESTA

PRIMÁRIA

LUIZ CARLOS MATTOS RODRIGUES

C U I A B Á - MT

2005

Programa de Pós-graduação em Agricultura Tropical

ASPECTO DA VARIABILIDADE DE ATRIBUTOS FÍSICOS E QUÍMICOS DO SOLO SOB FLORESTA

PRIMÁRIA

LUIZ CARLOS MATTOS RODRIGUES Engenheiro Agrônomo

Orientador Prof. Dr. EDUARDO GUIMARÃES COUTO

Dissertação apresentada à Faculdade de

Agronomia e Medicina Veterinária da

Universidade Federal de Mato Grosso, para

obtenção do título de Mestre em Agricultura

Tropical.

CUIABÁ – MT

2005

UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO FACULDADE DE AGRONOMIA E MEDICINA VETERINÁRIA

Programa de Pós-graduação em Agricultura Tropical

CERTIFICADO DE APROVAÇÃO

Título: ASPECTO DA VARIABILIDADE DE ATRIBUTOS FÍSICOS E QUÍMICOS DO SOLO SOB FLORESTA PRIMÁRIA Autor: LUIZ CARLOS MATTOS RODRIGUES Orientador: Prof. Dr. EDUARDO GUIMARÃES COUTO

Aprovado em 22/11/2005.

Comissão Examinadora

____________________________________

Prof. Dr. Eduardo Guimarães Couto (FAMEV/UFMT) (Orientador)

_________________________________

Prof. Dr. Oscarlina Dos Santos Weber (FAMEV/UFMT) (Membro da banca I)

_________________________________

Prof. Dr. Ricardo Santos Silva Amorim (FAMEV/UFMT) (Membro da banca II)

_________________________________

Prof. Dr. Edgar Alfredo Tzi Tziboy Dr. Em Energia Nuclear na Agricultura

R696a Rodrigues, Luiz Carlos Mattos. Aspecto da variabilidade de atributos físicos e químicos do solo sob sob floresta primária. / Luiz Carlos Mattos Rodrigues. – Cuiabá: o autor, 2005. 79 fls. Orientador: Prof. Dr. Eduardo Guimarães Couto. Dissertação (Mestrado). Universidade Federal de Mato Grosso. Faculdade de Agronomia e Medicina Veterinária. Campus de Cuiabá.

1. Agricultura. 2. Ciência do Solo. 3. Pedologia. 4. Análise. 5. Pro- priedade química. 6. Propriedade física. 7. Floresta. 8. Amazônia. 9. Mato Grosso. I. Título. CDU 631.41

DEDICATÓRIA

Ao nosso Pai Celestial

Aos meus pais Antonio Luiz (in

memória) e Laura pelo exemplo

de vida; às minhas irmãs Marly e

Márcia.

A minha querida e eterna esposa

Vera Lúcia.

Aos meus Filhos, Rodrigo, Thiago,

Gabriel e Tammy pela

compreensão da ausência dos

seus melhores momentos que não

pude compartilhar como pai.

AGRADECIMENTOS

Ao INCRA – Instituto Nacional de Colonização e Reforma Agrária

Superintendência Regional de Mato Grosso SR – 13 – MT, Unidade

Avançada do Vale do Araguaia - UAVA, Barra do Garça – MT.

Ao professor Eduardo Guimarães Couto, pela orientação, ensinamento e

confiança no direcionamento desta pesquisa.

Aos professores: José Fernando Scaramuzza, Walcylene L. A. M. P.

Scaramuzza, Oscarlina Lucia Santos Weber e também não menos

importantes aos demais professores da pós-graduação em

Agricultura Tropical.

Aos grandes e verdadeiros amigos de curso João Paulo Novaes Filho,

Léo Adriano Chig e Evandro Carlos Selva, pelo companheirismo,

contribuição, apoio neste trabalho de pesquisa e convivência no

curso de pós-graduação.

A Maria Minervina e Denise A. de A. Alves, secretárias do programa de

pós-graduação em Agricultura Tropical.

Ao grande grupo de pesquisa LBA (The Large-Scale Biosphere-

Atmosphere Experiment in Amazônia)/ND11, nas pessoas de

Johannes Lehmann, Susan Riha, Erick Fernandes, Ted Feldpausch,

Stefan Jirka, Mark Johnson, Mara Abdo, Elielton e Benedito, que

além de colaboradores se tornaram grandes amigos.

À Madeireira Rhoden, por ceder a área para os estudos e apoio logístico.

À cooperação Universidade Federal de Mato Grosso com a Cornell

University (New York - USA) pelo apoio no projeto de pesquisa.

ÍNDICE Pagina

Capitulo 1. Aspecto da variabilidade de atributos físicos e químicos do solo sob floresta Amazônica................................ 071.1 INTRODUÇÃO.............................................................................. 091.2. REVISÃO BIBLIOGRÀFICA......................................................... 111.2.1 Carbono..................................................................................... 111.2.2 Fluxos de carbono, nitrogênio e potássio no relevo................... 131.2.2.1 Gradientes topográficos e o conteúdo de carbono......... 141.2.2.2 Nitrato...................................................................................... 151.2.2.3 Potássio (K)............................................................................. 191.2.3 Biogeoquímica........................................................................... 201.3 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.............................................. 22Capitulo 2. Fluxo de carbono, nitrato e potássio sob floresta primária no Noroeste do Estado de Mato Grosso............................... 272.1 INTRODUÇÃO.............................................................................. 292.2 MATERIAL E MÉTODOS.............................................................. 302.2.1 Localização da área de estudo.................................................. 302.2.2 Amostragem de solos........................................................ 312.2.3 Análises de química do solo...................................................... 312.2.4 Análise estatística...................................................................... 322.3 RESULTADO E DISCUSSÃO....................................................... 332.3.1 Distribuição do carbono orgânico total (COT) no perfil e no relevo das microbacias....................................................................... 332.3.2 Estoque de nitrato, potássio trocável e carbono orgânico total por camadas e por condição de relevo............................................... 342.3.3 Distribuição de carbono, nitrato, potássio (trocável e total) por microbacias até a profundidade de 8 metros...................................... 392.3.4 Relação carbono/nitrato (C/NO3

-)............................................... 412.4 CONCLUSÃO............................................................................... 432.5 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.............................................. 44Capitulo 3. Estudo da gênese do solo a partir de elementos químicos em diferentes profundidades na região sul da floresta amazônica........................................................................................... 463.1 INTRODUÇÃO.............................................................................. 483.2 MATERIAL E MÉTODOS.............................................................. 513.2.1 Localização da área de estudo.................................................. 513.2.2 Método....................................................................................... 513.3 RESULTADOS E DISCUSSÃO.................................................... 543.3.1 Formação dos solos pelas alterações dos materiais adicionados nas paisagens................................................................. 543.3.2 Elementos indicadores de descontinuidade litológica................ 553.3.3 Balanço geoquímico solo-material de origem............................ 693.4 CONCLUSÔES............................................................................ 753.5 REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA…………………………………… 76

CAPITULO 1. ASPECTO DA VARIABILIDADE DE ATRIBUTOS FÍSICOS E QUÍMICOS DO SOLO SOB FLORESTA PRIMÁRIA RODRIGUES, LUIZ CARLOS MATTOS, M.Sc. Universidade Federal de Mato Grosso, Junho de 2005. ASPECTO DA VARIABILIDADE DE ATRIBUTOS FÍSICOS E QUÍMICOS DO SOLO SOB FLORESTA PRIMÁRIA. Orientador: Professor Dr. Eduardo Guimarães Couto.

RESUMO: Nas últimas décadas diversos programas de pesquisa e

avaliações dos ecossistemas naturais foram implantados na região Amazônica,

com o objetivo de demonstrar a superioridade ecológica e econômica da região.

Um grande exemplo disso é o programa do projeto LBA (Experimento de Grande

Escala da Biosfera – Atmosfera na Amazônia – Grupo - ND11) que estuda

principalmente o papel da Amazônia em relação ao clima global. Além disso,

buscam-se alternativas para minimizar e controlar o desmatamento na Amazônia

Legal e no Cerrado. Com o objetivo de estudar os aspectos da variabilidade dos

atributos físicos e químicos do solo sob floresta Amazônica, em uma área do

município de Juruena - MT, foram coletadas 187 amostras de solos, nas

seguintes profundidades: de 0 - 0,6 m; de 0,6 - 1,0 m, e a partir de um metro as

coletas foram feitas a cada metro de profundidade até atingir oito metros. Foram

determinados teores de nitrato, carbono total, potássio, silício, alumínio, titânio e

ferro. Foi verificado que os teores de nitrato, de potássio e de carbono

apresentaram variações em profundidade em relação à variação do fluxo do

lençol freático. Os materiais presentes nas diferentes paisagens da área

estudada são alóctones (ex-situ), ou seja, os solos são formados pelas

alterações dos materiais adicionados nas paisagens.

Palavras chaves: formação do solo, sorção do solo, elementos químicos,

densidade do solo

RODRIGUES, LUIZ CARLOS MATTOS, M.Sc. Federal University of Mato Grosso, June of 2005. SOIL PHYSICAL AND CHEMICAL VARIABILITY UNDER PRIMARY FOREST. Advisor's: Teacher Dr. Eduardo Guimarães Couto. ABSTRACT: In recent decades, various research programs and

ecosystem analyses have been undertaken in the Amazon with the

objective of describing the ecological and economic potential of the region.

A recent example of this is the Large Scale Biosphere-Atmosphere

Experiment in Amazonia (LBA), which studied the role of Amazonia in

relation to the global climate. In addition, LBA explored alternatives to

minimize and control deforestation in Amazonia and in the Savanna. Soil

samples were collected to depths of 8 m in Juruena, Mato Grosso in order

to study the variability of physical and chemical characteristics of forested

Amazonian soil. Nitrate, potassium and carbon contents varied with depth

in relation to depth to water table. Surficial soil materials in some

landscape positions were found to be allochthonous (ex-situ), resulting

from depositional processes.

Keywords: soil formation, adsorption, chemical elements, soil density

1.1. INTRODUÇÃO

Desde os estudos iniciais sobre o ciclo biogeoquimico da região

Amazônica, tornou-se evidente que a variabilidade química e física da

região estava fortemente vinculada à heterogeneidade geológica da Bacia

Amazônica.

Com base nas distintas diferenças de geologia, tipos de solos e

vegetação, sendo que Fittkau et al. (1975) dividiu a bacia Amazônica em

três grandes províncias geoquímicas: região periférica do oeste, onde

predominam os solos das várzeas e as águas são ricos em nutrientes; a

região da Amazônia central, onde os solos e as águas são deficientes em

nutrientes; e as regiões periféricas do sudoeste e noroeste, com solos

desenvolvidos sobre embasamento de rochas pré-cambriana e com

composição química intermediaria.

Os solos amazônicos, principalmente os da Amazônia central e

parte da região sul caracterizam-se por apresentar baixo teor de bases e

elevados teores de óxidos de ferro e alumínio. Assim, os processos

geomórficos que são responsáveis pela formação das paisagens,

refletem-se pela gênese e pela evolução dos solos, e somente são

compreendidos à medida que a variabilidade de alguns elementos

químicos marcadores do solo, como o Fe, Al, Si, e Ti são devidamente

estudados.

O movimento e a distribuição da água na vertente são fatores

diferenciados dos solos numa toposequência. As regiões úmidas das

florestas, o movimento lateral da água em subsuperfície é mais

importante, sendo o escoamento praticamente nulo (HALL, 1983).

Os solos da encosta e, principalmente, os situados nas partes mais

baixas são influenciados pela translocação lateral em subsuperficie. O

movimento lateral da água transporta os elementos Na, K, Ca, Mg, Si, Fe,

Al e Mn em solução, causando uma alteração da composição

10

mineralógica dos solos nas áreas do sopé (ANDRADE et al., 1976;

MONIZ et al., 1982).

Parte-se da hipótese que a descontinuidade litológica não afeta a

dinâmica de nutrientes.

O presente trabalho objetivou comparar a descontinuidade química

do solo em profundidade de diferentes paisagens sob Floresta Tropical

Ombrófila densa em uma área da região noroeste do estado de Mato

Grosso, município de Juruena.

11

1.2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA

A vegetação devolve nutrientes ao solo por meio da ciclagem de

nutrientes, representada pela deposição de liteira, folhas, frutos,

sementes galhos grossos e finos, fezes de pequenos animais e raízes

(VOGT et al., 1986). Outro modo de transferência de nutrientes da

vegetação para o solo ocorre pelas águas de precipitação interna e

escorrimento pelos troncos (SELVA, 2005).

Solos moderadamente férteis sustentam florestas produtivas pela

ciclagem de grandes quantidades de nutrientes. Em florestas

desenvolvidas em solos mais pobres, como Latossolos e os Argissolos,

quantidades menores de fósforo e cálcio são recicladas de forma mais

eficiente. De modo geral, os solos da bacia amazônica são

intemperizados, não chegando, no entanto, no extremo desse processo,

pois, as transformações pedogênicas estão sempre ocorrendo, sendo

rápidas no início, e lentas no decorrer do tempo. Estes processos

envolvem reações químicas e trabalho físico e são influenciados por

fatores biológicos como a vegetação e a fauna, que atuam nas

características superficiais para produzir os horizontes do solo (VAN

WANBEKE, 2002).

1.2.1. Carbono no solo

Atualmente a região Amazônica tem sido considerada, como um

grande sumidouro de carbono, seja na biomassa como no solo, bem

como capaz de capturá-lo da atmosfera, influindo assim no clima da Terra

(PHILLIPS et al., 1998).

Os solos representam um importante estocador de carbono,

principalmente nos primeiros 100 cm iniciais de profundidade. Em média,

12

o solo retém o dobro da concentração de carbono atmosférico (BATJES,

1996).

De acordo com Batjes e Dijkshoorn (1999), os solos da Amazônia

contêm cerca de 66 Peta grama (Pg)1 de carbono. O conteúdo de C no

solo varia de acordo com o seu tipo, e principalmente em função da

vegetação, profundidade e textura. Considerando a profundidade de

30 cm, os solos do território brasileiro, armazenam em torno de 36,4±3,4

Pg C (BERNOUX et al., 2002). Entretanto, ainda existem incertezas

nestas estimativas, devido à variação da densidade das amostras, escala

das bases de dados, incompatibilidade de métodos analíticos,

variabilidade espacial e temporal dos teores de carbono e de métodos de

cálculo. A precisão de tais estimativas depende do número de pesquisas

em escalas mais detalhadas (BERNOUX et al., 1998).

O carbono presente na biomassa (vegetação) que pode passar

para a fase solo depende da decomposição desta, cujo mecanismo é

regulado por três grupos de variáveis: a natureza da comunidade

decompositora (macro e microorganismos); as características do material

orgânico que determinam sua degradabilidade (relação C:N) e as

condições do ambiente (ABER e MELILLO, 1991). No que diz respeito à

conservação do carbono no solo, o tipo de solo e principalmente a textura,

influenciam muito na retenção do carbono. De maneira que solos com

maior teor de argila tendem a fixar mais carbono (FONTANA et al., 2001).

Della Bruna (1985) analisando quimicamente uma liteira em

povoamento de eucalipto verificou que o carbono correspondeu a 50% do

total da liteira. No entanto, quando analisou o solo sob mata nativa

observou que esta tinha apenas 5,1% de carbono. O autor atribui que,

parte foi liberada para a atmosfera pela ação de microorganismos

decompositores e parte (5%) ficou retida no solo.

Toda produção da matéria orgânica (MO), está ligada ao tipo de

vegetação, do solo (atributos químicos, físicos e hídricos), do microclima

local. Normalmente, os maiores conteúdos de M.O. estão nos primeiros

100 cm, e vão variar com o total estocado, sendo que em média, 45% 1 Peta grama = 10g

15 = 100.000.000.000.000., é 10

12 maior que kg (10

3) = 1000

(INMETRO, 2005).

13

estão nos primeiros 20 cm, e há uma grande variedade espacial (LUIZÃO

e LUIZÃO, 1997).

As raízes de árvores sob floresta de terra firme se estendem até 18

m de profundidade. A principal função dessas raízes é na absorção de

água do lençol freático, que por sua vez, funcionam como bomba

biológica de nutrientes do solo (NEPSTAD et al., 1994).

1.2.2 Fluxos de carbono, nitrogênio e potássio no relevo

Os solos predominantes na Amazônia brasileira são os Latossolos,

os Argissolos e os Alissolos (IBGE, 2003), em geral profundos, com baixa

fertilidade, e suas frações de argila constituídas de minerais caulinita,

gibbsita, goethita e óxidos de ferro (KITAGAWA e MOLLER, 1979;

DEMATTÊ, 2000), resultando em uma mineralogia onde a presença de

minerais 2:1 está restrita a grupos de solos de várzea com menor taxa de

intemperismo (KRONBERG e NESBITT, 1981; KRONBERG e FYFE,

1983). Os níveis de Na, Mg, K, P, N, e Ca são consideravelmente baixos,

resultado do alto intemperismo (KRONBERG e FYFE, 1983; JORDAN,

1985).

A composição granulométrica e química também é diferenciada, sendo

encontrados teores altos de silte (>60%) e concentrações de Ca e Mg em

associação com altos teores de Al (GAMA, 1986; VOLKOFF et al., 1989;

GAMA et al., 1992; MARTINS, 1993; SILVA, 1999).

O material de origem, clima, biota, topografia e tempo são

determinantes das características dos solos durante o processo de

formação (BRADLY e WEIL, 1999). De forma geral, existe uma forte

relação entre o grau de intemperismo e as características físicas dos

solos. Intenso intemperismo durantes milhões de anos, resultaram em

solos de terra firme com baixa concentração de nutrientes, e em geral

profundos, bem drenados, e de excelente estrutura e alta estabilidade dos

agregados, que está relacionada à presença de óxidos de ferro e alumínio

mal cristalizados (JORDAN, 1986).

A variação das propriedades do solo ao longo de uma catena pode

ser causada por variações nas taxas de sedimentação ou erosão

14

superficial e na composição do material sedimentado ou exportado

(OLIVEIRA-FILHO et al., 1994). Resende et al. (1988) afirmaram que em

solos de topografia íngreme as perdas e os ganhos dos óxidos são

grandes diante das elevadas taxas de erosão superficial. Muitas vezes o

escoamento superficial dos excessos hídricos promove a remoção das

partículas do solo, que são depositadas na parte mais baixa da encosta,

surgindo um gradiente de textura mais fina encosta abaixo.

1.2.2.1 Gradientes topográficos e o conteúdo de carbono

Em florestas tropicais onde os solos são altamente intemperizados

são considerados sistemas pobres em nitrogênio, indicando que a textura

do solo algumas vezes associado com a topografia influencia os

processos biogeoquímicos e ecológicos (ANJOS et al., 1998). O relevo de

uma paisagem também é um importante fator de formação dos solos,

condicionando o fluxo de água (CUEVAS e MEDINA, 1986). Canellas et

al. (2000) avaliando a influência do relevo sobre a distribuição da matéria

orgânica, no Rio de Janeiro, observaram que o solo na posição na

toposseqüência influencia a dinâmica da água, e os teores das frações da

matéria orgânica.

Gradientes texturais ao longo da topografia, além de mostrar o

processo natural de formação dos solos, podem ser importantes fontes de

variação na dinâmica do nitrogênio. Luizão et al. (2004) ao avaliarem no

sopé a concentração de carbono e de nitrogênio do solo, atribuíram à

pequena taxa de mineralização e de nitrificação do N, o declínio do

conteúdo de argila (<10%) nesta posição da paisagem. Para os autores, a

condição de alagamento do sopé pode ter contribuído na disponibilidade

de nitrogênio.

Muitos estudos sobre carbono sugerem que o solo é um

compartimento importante no seu estoque, podendo sofrer variações no

seu conteúdo, principalmente, pela substituição da vegetação original

(VEJRE et al., 2003). Os solos podem variar no seu conteúdo de carbono,

quando se avalia um local com o outro, e na sua maioria os conteúdos de

carbono tendem a reduzir com a profundidade. Entretanto, em

15

determinadas espécies e locais, as raízes exercem papel importante nos

processos de acumulo do carbono em subsolos (RUMPEL et al., 2002).

1.2.2.2 Nitrato

Hefting et al. (2004) observaram que a flutuação do lençol freático

é o principal agente das transformações dinâmicas do nitrogênio. Quatro

padrões de flutuação do lençol freático foram categorizados pelos

autores, os quais influenciam nas transformações do nitrogênio no solo:

- Fluxo de N;

- Dinâmica do nitrogênio no solo;

- Fluxo de nitrogênio em florestas primárias; e

- Fluxo de nitrogênio na toposseqüência.

(1) Quando o nível do lençol freático está a 10 cm da superfície do solo, a

amonificação é o processo dominante, ocorrendo acúmulo de amônio no

topo do solo; (2) quando o lençol freático está entre 10 e 30 cm a

denitrificação é favorecida com a redução da disponibilidade de

nitrogênio, (3) e quando o nível de lençol freático está abaixo de 30 cm,

ocorre acúmulo de nitrato como resultado de alta taxa de nitrificação.

Nestes locais, a denitrificação posterior só acontecerá, em solos de

boa drenagem, quando ativada por eventos de chuva.

Estes mesmos autores observaram também que as concentrações

de nitrato no solo são influenciadas pela extensão da cobertura florestal

(concentrações de nitrato em florestas <10 ha foram maiores que em

florestas >50 ha), pelo tipo de uso (terras cultivadas tiveram maiores

conteúdos de nitrato que solos cobertos por florestas), pelo tipo de solo

(solos úmidos apresentaram concentrações mais baixas) e pela textura do

solo (solos com textura argilosa tiveram conteúdos mais altos que os

solos de textura arenosa).

Nas regiões tropicais úmidas, mesmo nos solos com baixos teores

de matéria orgânica, a lixiviação do nitrato é dificultada, embora não seja

totalmente impedida (RAIJ e CAMARGO, 1974).

16

Na região tropical os solos ricos em óxidos de ferro e de alumínio e

materiais amorfos interferem na adsorção do nitrato (KINJO e PRATT,

1971). De acordo com esses autores, estes óxidos teriam o efeito de

retardar o movimento do ânion, em relação ao movimento da água. A

adsorção é causada pela atração eletrostática entre o nitrato e os sítios

positivamente carregados destes materiais.

A retenção do nitrato nos solos está relacionada às propriedades

físicas da subsuperfície especifica e química do solo, tais como, pH,

matéria orgânica, concentração eletrolítica (BLACK e WARING, 1979).

A carga elétrica líquida relativa de um solo pode ser estimada pela

diferença (ΔpH) entre o pH em KCl 1N e pH em H2O. O ΔpH indica se o

pH do solo está abaixo ou acima do ponto de carga zero (PCZ). Portanto,

se o ΔpH for positivo, o pH do solo está abaixo do ponto de carga zero e

os colóides apresentam carga líquida positiva. O inverso ocorre, se o ΔpH

for negativo (PARFITT, 1980).

A carga elétrica líquida destes solos, tomando-se como índice o

ΔpH, pode ser explicada pelas proporções entre os teores de matéria

orgânica e argilominerais silicatados e oxídicos. A matéria orgânica e a

caulinita são as principais fontes de cargas negativas nos solos

intemperizados, destacando-se a primeira (SILVA e RESCK, 1997). Nas

camadas inferiores, com o decréscimo de matéria orgânica, os valores de

Δ pH podem se aproximar de zero ou se tornar positivos (EMBRAPA,

1978). Isso é importante visto que em solos que apresentam inversão de

carga em subsuperfície, a retenção de nitrato deve ser maior do que

naqueles em que a carga elétrica líquida é negativa em todo o perfil.

As taxas de mineralização e nitrificação de N são indicadores da

habilidade do solo em prover N para o crescimento das plantas. A

mineralização microbiana de NH4

+-N da matéria orgânica do solo é a fonte

principal de N disponível para a planta e na maioria dos ecossistemas de

floresta as taxas de mineralização podem regular a produtividade destas

(PASTOR et al., 1984).

Rodrigo et al. (1997) consideram que as transformações do

nitrogênio no solo dependem fortemente do conteúdo de água no solo. A

17

capacidade efetiva de troca de ânions quando excede a CTC, o amônio

(NH4

+) torna-se mais móvel e mais propenso a lixiviação que o nitrato

(SOLLINS et al., 1988). Para Wong et al. (1990) as cargas positivas em

superfícies pertencem a grupos hidroxílicos das argilas do grupo 1:1 e em

superfície de hidróxidos e óxidos de ferro e alumínio favorecem o

potencial de absorção de nitrato, e são comuns em solos ácidos como os

latossolos e argissolos.

Os solos nos trópicos úmidos são conhecidos por apresentarem

baixa capacidade de retenção de nutrientes e alta suscetibilidade para a

lixiviação (VAN WAMBEKE, 1992).

Alguns Latossolos da Amazônia Central apresentam grandes

acúmulos de nitrato em subsuperficie, principalmente em áreas com

sistemas agroflorestais e florestas primárias (SCHROTH et al., 1999).

Neill et al. (1995) estudando a influência da transformação de

florestas em pastagem sobre as transformações de formas inorgânicas de

nitrogênio e nitrificação em duas cronossequências de terra firme em

Rondônia, encontraram que, os conteúdos de nitrogênio inorgânico total

foram similares nos 10 cm de profundidade nos locais estudados. Amônio

e nitrato foram similares em solo sob floresta (2 - 10 mg.kg-1

de solo seco),

enquanto amônio (NH4

+) foi a forma dominante de nitrogênio inorgânico

nas pastagens. Além disso, os autores observaram que a nitrificação

primária diminuiu com o aumento da umidade do solo. Os autores

ressaltam ainda que as altas taxas de mineralização e nitrificação em

solos sob florestas sugerem também um grande potencial de perdas de

nitrato através de lixiviação ou emissão de gases.

A lixiviação de nitrato é controlada pela disponibilidade de água e

de compostos solutos (VANCLOOSTER et al., 1995).

Jama et al. (1998) determinaram que o crescimento radicular das

plantas, possibilita a capitação mais eficiente do NO3

- retido nas

superfícies das cargas positivas.

Callesen et al. (1999), determinaram que as perdas de nitrato por

lixiviação são potencializadas a profundidades de 75 a 100 cm, sendo que

18

condições para a lixiviação de nitrato necessitam de menor concentração

de NO3

-, abaixo da zona radicular das plantas.

A dinâmica do nitrato nas diferentes profundidades de solos sob

cerrado e sob áreas de cultivo soja e milho foi avaliado por Oliveira et al.

(2000), e observaram que o nitrato adsorvido aumentou com a

profundidade, com maior adsorção nos solos sob cerrado, sendo o

aumento da adsorção de nitrato atribuído à redução da matéria orgânica

em subsuperfície.

A influência de propriedades do solo até a profundidade de dois

metros, para a distribuição da forma inorgânica de nitrogênio na região do

Quênia (África Central), foi avaliada por Shepherd et al. (2001) em quatro

tipos de rochas, segundo a origem (rochas ígneas acidas, rochas ígneas

básicas e dois tipos de rochas sedimentares) e observaram

concentrações variadas de nitrato (0,1 a 10 mg de N.kg-1

até 0.25 m de

profundidade e 0,1 a 16 mg de N.kg-1

até 2,0 m de profundidade). Os

conteúdos de nitrato entre 0,5 a 2,0 metros de profundidade,

apresentaram duas vezes mais altos em solos de origem sedimentar

(≅57 kg de N.ha-1

) que nos outros solos (≅20 a 30 kg de N.ha-1

). Entre 0,5

a 2 metros de profundidade a concentração de nitrato não está

relacionada à capacidade efetiva de troca de ânions e possibilita acúmulo

de até 70 kg N.ha-1

. De acordo com os autores, apesar de ser difícil

a predição dos conteúdos de nitrato no subsolo em culturas anuais, a

relação entre o material de origem, a capacidade de troca catiônica (CTC)

e o teor de argila podem ajudar a explicar a distribuição e acumulação

deste ânion em profundidade.

A lixiviação de nitrato em florestas seculares da Austrália, na

Europa Central, foi estudada por Zechmeister-Boltenstern et al. (2002),

onde observaram que os pulsos de lixiviação foram acompanhados de

aumentos de taxas de emissões de nitrito, sendo que as taxas mais altas

de emissão ocorreram no mês de julho, no verão europeu.

O aumento da adsorção de nitrato causado pelo acréscimo de

caulinita, óxidos de ferro e alumínio e de eletrólitos ou pelo decréscimo do

19

pH e do teor de matéria orgânica pode diminuir as perdas da lixiviação de

nitrogênio do solo (QAFOKU e SUMNER, 2001).

Os padrões de perda de nitrato orgânico e mineral (NO3

-) até a

profundidade de 5 m são causados por eventos de precipitação hídrica.

Renck e Lehmann (2004) verificaram que as perdas de NO3

- por lixiviação

foram altamente relacionadas com a frente de avanço da água do

subsolo.

1.2.2.3 Potássio (K)

A concentração de macro e micronutrientes na solução dos solos

tropicais é, em geral, extremamente baixa, devido à dissociação do ácido

carbônico (H2CO

3). Este ácido é produto da respiração de microrganismos

decompositores e das raízes das plantas superiores, que geram íons

hidrogênio (H+), os quais substituíram os cátions e ânions como Ca

+2, K

+ e

N.NH4+.

Tisdale e Nelson (1993) mostraram que o potássio está presente no

solo em diversas formas, muitas não disponíveis às plantas. Os mesmos

autores classificaram as formas de potássio em ordem crescente de

disponibilidade, sendo: estrutural (mineral), não trocável ou dificilmente

disponíveis, trocável e em solução.

Konhauser et al. (1995) analisando solos da Amazônia central

observaram que três tipos de minerais acumulados durante o

intemperismo podem ser usados como indicadores da intensidade

regional do intemperismo químico: (1) minerais complexos de argila que

incorporam os cátions Na+, K

+, Mg

2+, Ca

2+ em sua estrutura e têm alta

capacidade de troca de íons (principalmente com íons de H+); (2) minerais

do grupo caulinita, onde as estruturas de aluminossilicatos podem

incorporar cátions de elementos maiores como Na+, K

+, Mg

2+, Ca

2+ nos

espaços superficiais e intersticiais das estruturas cristalinas e (3) minerais

de alumínio na fase óxido/hidróxido, como a gibsita (Al(OH)3) que se

20

acumulam no estágio final do intemperismo de minerais do grupo

caulinita.

Em solos da região sul de Mato Grosso, Couto et al. (2000)

verificaram que os teores de potássio trocável são influenciados pelas

diferentes classes de solo, devido às diferentes práticas de manejos

adotados, cujos teores de potássio e de argila apresentaram moderada

dependência espacial com a presença de anisotropia, tanto em horizontes

alterados quanto nos não alterados por atividades antrópicas.

Jordan (1982) considera que é mais comum observar os teores de K

aumentando em profundidade por causa da substituição por cargas

positivas presentes no solo.

O processo virtualmente completo de dissolução dos feldspatos na

Amazônia central indica baixos níveis de cátions como Na, K e Ca em sua

estrutura, indicando que em áreas de florestas úmidas a ação biológica é

uma importante fonte geradora dos íons de Na, K e Ca (STALLARD e

EDMAND, 1983).

1.2.3 Biogeoquímica

Os solos são muitas vezes considerados como produto das

interações entre o clima e as formações geológicas da crosta terrestre. Os

processos envolvem reações químicas e físicas que são influenciados por

fatores biológicos, como a vegetação e a fauna, que atuam nos materiais

superficiais para formar os horizontes do solo. Os materiais que formam

os horizontes são designados como “material de origem” do solo. Eles

têm sua própria história ou pré-história, já que este material passou por

diversas transformações sob a influência climática, antes de estar

depositado na sua presente locação (VAN WAMBEKE, 1992).

Van Bremen e Buurman (1998) consideram a gênese de formação

do solo como mudanças nas propriedades do solo que influenciam a

quantidade que um componente ou mineral aumenta ou diminui em certos

horizontes ou camadas sedimentares. Geralmente, cada mudança é lenta,

e só é percebida após décadas ou milênios. Desta maneira, a maioria das

propriedades do solo que se modificam durante o período de formação do

21

solo são relativamente estáveis. Muitas vezes, no entanto, os efeitos da

formação do solo podem ser visualizados em semanas a meses.

Birkeland (2000) utilizou analise química total para comparar graus

de intemperismo em amostras de rocha e saprolitos em vários estágios de

intemperização.

Segundo Wilding et al. (1983) os cálculos “isovolumétricos” indicam

as efetivas mudanças que a decomposição química produz, onde no

intemperismo toda a sílica e elementos alcalinos-terrosos são removidos,

enquanto elementos com potencial iônico intermediários como o ferro,

alumínio e titânio se acumulam por concentração residual.

A distribuição percentual dos componentes mineralógicos

existentes no solo esta relacionada principalmente à intensidade do

intemperismo e da lixiviação (KER, 1995).

22

3. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS

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CAPITULO 2. FLUXO DE CARBONO, NITRATO E POTASSIO SOB FLORESTA PRIMÁRIA NO NOROESTE DO ESTADO DE MATO GROSSO RODRIGUES, LUIZ CARLOS MATTOS, M.Sc. Universidade Federal de Mato Grosso, Fevereiro de 2005. FLUXO DE CARBONO, NITRATO E POTASSIO SOB FLORESTA PRIMÁRIA NO NOROESTE DO ESTADO DE MATO GROSSO. Orientador: Professor Dr. Eduardo Guimarães Couto.

RESUMO: O relevo, além de ser um dos fatores de formação do solo,

influencia na distribuição de nutrientes e de espécies vegetais na

paisagem. O objetivo deste trabalho foi identificar padrões de variação

nos estoques de nitrato, carbono e potássio em diferentes posições da

paisagem (platô, encosta e sopé) em microbacias. Foram coletadas

amostras de solo por tradagem nas profundidades de 0 – 0,6 m; 0,6 - 1,0

m; e a partir de 1 m de profundidade foram realizadas a cada metro até

atingir oito metros ou impedimentos físicos, totalizando 187 amostras do

platô ao fundo do sopé. As partes mais baixas da paisagem tiveram os

menores estoques de nitrato em relação ao topo; conteúdos de K indicam

que houve processo de remoção por lixiviação em profundidade desse

elemento nas formas tocável e total; houve processo contínuo de

renovação da paisagem o que pode também influenciar na sua

fitofisionomia; as maiores variações no estoque de carbono ocorreram

nos três primeiros metros de profundidade.

Palavras-chave: dinâmica de nutrientes, microbacias, solos amazônicos

RODRIGUES, LUIZ CARLOS MATTOS, M.Sc. Federal University of Mato Grosso, February of 2005. CARBON, NITRATE AND POTASSIUM UNDER PRIMARY FOREST IN THE NORTHWEST OF MATO GROSSO STATE, BRAZIL. Advisor's: Teacher Dr. Eduardo Guimarães Couto. ABSTRACT: Topography plays an important role in soil formation and in

the distribution of soil nutrients and vegetative species in the landscape.

The objective of this work was to identify patterns in the variation in soil

stocks of nitrate, carbon and potassium in different landscape positions in

forested microbasins. Soil samples were collected to 8 meters depth in

plateau, hillslope and valley bottom positions. The lowest parts of the

landscape had less nitrate relative to the upper plateau position, while

potassium stocks indicated leaching to depth of both exchangeable and

total K. The greatest variability in soil carbon stocks was observed in the

upper three meters of soil. Continuous renewal of nutrients and their

cycling through the landscape is an important influence on the

phytophysiognomy within watersheds.

Keywords: nutrient cycling, microbasins, Amazonian soils

2.1 INTRODUÇÃO

A ciclagem dos nutrientes constitui a principal maneira que as

áreas sob florestas tropicais utilizam para manter o equilíbrio. No entanto,

os solos nestes ambientes são conhecidos por sua baixa capacidade de

retenção de nutriente e alta susceptibilidade à lixiviação. Somando a isto,

pouco se conhece quanto à dinâmica dos nutrientes de maior

variabilidade, como o nitrato (NO3-), carbono (C) e potássio (K) da fração

sólida do solo. Assim, parte-se da hipótese que o relevo e a formação do

solo em conjunto com a paisagem influenciam diretamente no estoque de

carbono e na lixiviação de nitrogênio (NO3-) e de potássio (K+) em

ambientes naturais (não submetidos à antropização).

Desta maneira, o objetivo deste trabalho foi avaliar num solo de

floresta tropical não perturbado a variabilidade dos estoques de nutrientes

no solo de carbono, de nitrato e de potássio em diferentes posições da

paisagem em profundidade (platô, encosta e sopé).

30

2.2 METODOLOGIA

2.2.1 Localização da área de estudo.

O presente trabalho foi desenvolvido na Fazenda Rhosamar,

propriedade da Rhoden Indústria Lígnea, localizada nas coordenadas 10°

19’46’’ S e 58° 28’43’’WGr, a noroeste do estado de Mato Grosso, no

município de Juruena. O local de estudo é formado por quatro

microbacias hidrográficas de aproximadamente um hectare, as quais

fazem parte dos afluentes do Rio Juruena (Figura 1). As microbacias

estão cerca de 270 m de altitude, com relevo suave a ondulado.

FIGURA 1. Localização da área de estudo no estado de Mato Grosso,

Brasil.

O clima regional é classificado como Am pelo sistema de Köppen,

com temperatura média anual de 24°C. A precipitação total anual durante

o ano de 2003 foi de 2.379 mm (JOHNSON et al., 2004), com temperatura

31

do ar variando entre 16 a 32ºC. O regime de umidade do solo é

caracterizado como ústico, pois compreende um período seco de mais de

90 dias (VAN WAMBEKE, 2002).

A vegetação é classificada, segundo IBGE (1990), como floresta

tropical ombrófila densa, em todo o trecho do interflúvio Juruena e Teles

Pires. Na depressão formada pela litografia Pré-Cambriana do complexo

Xingu, os solos são classificados, segundo Novaes Filho (2005), como

ARGISSOLO VERMELHO Distrófico plíntico, em grande parte sob

Floresta Ombrófila aberta (BRASIL, 1980). Os tipos de solos das

microbacias variam muito e a curta distância, com predominância de dois

solos: os Latossolos e os Argissolos, com aumento nos teores de argila

em profundidade.

2.2.2 Amostragem dos solos

As amostras de solos foram coletadas em quatro microbacias,

sempre seguindo o eixo central das mesmas, previamente detectado por

levantamento altimétrico do local. Foram perfurados três pontos com trado

tipo holandês em cada microbacia, sendo coletadas amostras nas

profundidades de 0 – 0,6 m; 0,6 - 1,0 m; e a partir de 1 metro as coletas

foram realizadas a cada metro até atingir oito metros ou impedimentos

físicos, totalizando 187 amostras.

2.2.3 Análises de química do solo

As determinações de pH, K e de granulometria seguiram os

métodos da EMBRAPA (1997), que resumidamente são descritas:

- pH em água e em cloreto de potássio na relação 1:2,5 e

determinação por potenciometria.

- Potássio trocável (Ktroc) – extração na solução de Mehlich e

determinado em fotômetro de chama.

32

- O método utilizado para determinar o carbono orgânico total

(COT) foi a combustão seca em analisador Multi N/C 3000, (Analytik

Jena), descrita em Buurman et al. (1996).

- Nitrato (NO3-) – Preliminarmente ao campo, pesou-se 40 g da

amostra do solo úmido num recipiente plástico de 250 mL e adicionou-se

150 mL de uma solução de KCl mol-1, agitou-se manualmente, por 5

minutos, seguindo de repouso por 16 horas, a fim de promover a redução

de anion (NH4+) em nitrato (NO3

-). Feito isso, coletou-se 20 mL do extrato

e resfriou-se a 4°C para posterior determinação do nitrato.

- A umidade do solo foi determinada pelo método

termogravimétrico.

- O método utilizado para a determinação do nitrato foi o de

Mackaret et al. (1978), que consistiu, inicialmente, em passar de 7 a

10 mL min-1 da amostra por uma coluna redutora de cádmio, em que

NO3-. Foi reduzido para NO2

- obtido o estado de N-NO2-.este quantificado

por colorimetria a 543 nm.

- ΔpH, obtido indiretamente por: ΔpH = pH KCl – pH H2O; se pH

H2O > pH KCl = negativo.

2.2.4 Análise estatística

Os procedimentos estatísticos foram realizados no software SPSS

10.

33

2.3 RESULTADOS E DISCUSSÃO 2.3.1 Distribuição do carbono orgânico total (COT) no perfil e no

relevo das microbacias

O teor de COT no perfil e na paisagem é apresentado na Figura 2.

De modo geral, os teores de COT no perfil decresceram em profundidade

e nas diferentes unidades da paisagem. As maiores quantidades foram

observadas nos primeiros 60 cm, com redução constante das quantidades

até 3 metros, e a partir daí mantendo-se constante até 8,0 m de

profundidade. Resultados semelhantes foram obtidos por Hughes et al.

(2002) em Rondônia.

Esta tendência é comum para a maioria dos solos, e foi semelhante

com os resultados obtidos por Melo (2003), em localidades no Estado do

Acre.

Nepstad et al. (1994) observaram em ambientes amazônicos,

ocorrência de raízes a profundidades próximas a 8 m. No entanto, neste

trabalho não se constatou o acúmulo de COT abaixo de 3,5 metros de

profundidade.

34

FIGURA 2. Distribuição do COT no perfil e nas diferentes unidades de

paisagem.

Os teores observados no platô alcançaram valores de pico de

cerca de 18 t de C.ha-1

. Os observados na encosta alcançaram valores de

cerca de 23 t de C.ha-1

, enquanto que, no sopé observou-se valores de

cerca de 25 t de C.ha-1

. Esta variação pode ser atribuída à influência do

acúmulo de matéria orgânica nas porções mais baixas da paisagem

(NOVAES FILHO, 2005). Os resultados encontrados foram contrários

àqueles encontrados por Luizão et al. (2004), em que os maiores teores

de carbono estavam nas posições mais altas (platô) e os menores valores

foram observados nos pontos mais baixos (encosta e sopé).

2.3.2 Estoque de nitrato, potássio trocável e carbono orgânico total por camadas e por condição de relevo

Os teores de COT e K foram significativamente superiores na

primeira camada (0 a 3 m), quando comparada às demais camadas. O

mesmo não ocorre com o nitrato (Tabela 1).

Observa-se que cerca de 50% do total de carbono estão nos

primeiros 100 centímetros do perfil, equivalente à aproximadamente

66 t de C.ha-1

(Tabela 1), resultado da incorporação da liteira à fração

35

mineral do solo. Estes resultados foram menores que os encontrados por

Melo (2003), no Estado do Acre, mas, são semelhantemente aos obtidos

por Luizão e Luizão (1997) em Latossolos no Estado de Roraima.

TABELA 1. Estoque de nitrato (NO3

-), potássio, carbono orgânico total (COT) nas camadas de 0,0 a 3,0 e 3,0 a 8,0 metro das quatro microbacias

Parâmetros Estoque N Média Mínimo Máximo S.D. C.V.

1 104 7,027 a 0,000 49,796 9,538 1,357 NO3 2 83 9,203 a 0,000 75,714 13,436 1,460

1 104 24,315 a 2,296 119,880 24,764 1,018 K 2 83 15,239 b 2,110 64,500 14,001 0,919

1 104 4,816 a 0,278 18,442 4,084 0,848 COT 2 83 0,552 b 0,242 2,488 0,312 0,566

Médias seguidas da mesma letra na linha não diferem em 5%, pelo teste de Tukey.

Os teores de NO3

- entre as camadas de solo das quatro

microbacias não diferiram estatisticamente. Ao comparar os teores de

carbono nas camadas de solo entre as microbacias observou-se que

houve maior significância estatística na camada de 0 – 1 m, relacionando-

se diretamente à maior disposição da liteira.

Contudo, considerando o conteúdo de argila de aproximadamente

30% na camada de 0 - 1,0 m (Figura 3), o solo em estudo apresenta teor

médio de carbono de 65,9 t de C.ha-1

, menor que o valor obtido por

Moraes et al. (1995), num Latossolo Vermelho Amarelo, na região da

Bacia Amazônia.

A Figura 4 expressa a variação granulométrica em profundidade na

microbacia 2, na qual o Latossolo é predominante (NOVAES FILHO,

2005). A textura do solo demonstrou acréscimo no teor de argila até os

primeiros metros de profundidade, decrescendo a partir de 1 m até 8

metros de profundidade. Porém, a fração sílte apresentou acréscimo no

seu teor conforme aumento da profundidade.

36

FIGURA 3. Variabilidade da granulometria no perfil da microbacia 2.

Avaliação da biomassa na mesma área de estudo por Feldspauch

(comunicação pessoal), correspondeu a 300 t de C.ha-1. Segundo Luizão

(1998) e Selva (2005), 47% do carbono corresponde a 140 t de C.ha-1, ou

seja, mais que o dobro de carbono na forma de biomassa, podendo este

carbono ser liberado para a atmosfera, caso a vegetação seja queimada

ou desmatada, refletindo assim, no efeito estufa.

Os conteúdos médios de carbono (t.ha-1) até 8 metros de

profundidade no solo não deferiram entre si quando comparados às

diferentes microbacias (Tabela 2).

O potássio apresentou o comportamento com a seqüência

B4<B2≤B3=B1, com baixos conteúdos nas microbacias 1 e 3 e maiores

nas microbacias 2 e 4. Para nitrato obteve-se a seqüência B3=B2≠B1=B4,

com as microbacias 2 e 3 com os maiores conteúdos.

37

TABELA 2. Estoque de NO3-, K e COT por microbacia na profundidade de

0,0-8,0 m

Parâmetros Bacia N Média Mínimo Máximo S.D. C.V. 1 45 4,894 b 0,000 49,796 9,286 1,897 2 53 10,506 a 0,000 54,853 11,744 1,118 3 44 12,772 a 0,000 75,714 14,943 1,170 NO3

4 45 3,458 b 0,000 25,643 5,062 1,464 1 45 14,510 b 4,044 64,500 14,131 0,974 2 53 24,798 ab 2,186 92,500 19,589 0,790 3 44 14,430 b 2,296 57,200 12,723 0,882 K

4 45 26,476 a 2,110 119,880 30,721 1,160 1 45 2,339 a 0,248 10,487 2,810 1,201 2 53 3,569 a 0,255 18,442 4,478 1,255 3 44 2,528 a 0,242 13,235 3,298 1,305 Carbono

4 45 3,133 a 0,278 17,760 3,878 1,238 Médias seguidas da mesma letra na linha não diferem em 5%, pelo teste de Tukey.

A variação nos conteúdos de carbono, nitrato e potássio são

influenciados por fatores pedogenéticos. A microbacia 4 apresenta os

maiores teores de potássio trocável (K) em local de intemperismo de mais

recente. Os altos conteúdos de nitrato foram relacionados à posição

topográfica mais elevada.

Neill et al. (1995) afirmam que a boa drenagem é um dos fatores

que contribuem para a formação do ânion NO3

-. Destaca-se que devido às

variações dos teores desses elementos, principalmente o carbono,

dificulta estimar ou generalizar as reais potencialidades destes solos para

estocar carbono e outros nutrientes.

Ao analisar as quatro microbacias por secção da paisagem não

observou-se alteração nos teores de nitrato do platô para o sopé (Tabela

3).

Os maiores teores de K foram observados no sopé (Tabela 3). Este

comportamento denota do processo de lixiviação do potássio, resultado

do processo mais intenso de movimentação no perfil do solo, facilmente

substituído por outros cátions nas superfícies das argilas, tornando-o mais

susceptível ao transporte (JORDAN, 1982).

38

O aumento do teor de potássio total no sopé também reforça a

idéia de sedimentação e/ou remoção de partículas do solo do platô para o

sopé (Tabela 3), resultados corroborando com Novaes Filho (2005).

TABELA 3. Estoque de NO3

-, K e COT por microbacia na profundidade de 8,0 m por condição de relevo

Parâmetros Posição N Média Mínimo Máximo S.D. C.V.

1 80 9,031 a 0,000 54,853 11,244 1,245 2 72 6,237 a 0,000 75,714 11,695 1,875 NO3

3 80 9,031 a 0,000 54,853 11,244 1,245 1 80 19,228 b 2,296 92,500 15,941 0,829 2 72 9,303 c 2,110 57,200 8,958 0,963 K 3 35 45,300 a 9,400 119,880 27,967 0,617 1 80 2,962 ab 0,248 18,442 4,021 1,358 2 72 2,360 b 0,242 12,857 3,020 1,279 Carbono 3 35 3,993 a 0,278 17,760 4,123 1,033

Médias seguidas da mesma letra na linha não diferem em 5%, pelo teste de Tukey.

A distribuição ou deposição de nutrientes em relação ao relevo é

muito importante, pois além de dizer muito dos processos de formação do

solo também influencia na formação florestal. Por exemplo, Johnson et al.

(2005) observou presença de palmeiras no sopé no mesmo local do

presente estudo. De acordo com Moreno e Schiavini (2001), as

fitofisionomias podem variar com os atributos químicos do solo (potássio,

matéria orgânica, etc.). Para estes autores, algumas espécies vegetais

encontram-se distribuídas num gradiente florestal, seguindo a variação da

composição físico-química, indicando que o solo representa um

importante papel na estruturação vegetal ao longo do gradiente florestal,

razão pela qual Johnson et al (2005) observaram maior ocorrência de

palmeiras próximas aos córregos das microbacias.

Contudo, os valores de NO3- e carbono, nesta camada variaram

com o relevo, sendo que a menor média foi encontrada no sopé para

ambas as variáveis (Tabela 3). Este comportamento é comum para o

NO3-, já que em ambientes mais úmidos espera-se maior redução de

nitrato para nitrito (NO2-) (NEILL et al., 1995).

39

2.3.3 Distribuição de carbono, nitrato, potássio (trocável e total) por microbacias até a profundidade de 8 metros

Os teores de potássio trocável e total (Figura 4) aumentaram ao

longo do perfil. Provavelmente houve intensa lixiviação e remoção, não

devendo descartar a presença de camadas rochosas de litologias

diferentes, o que pode condicionar diferenças notáveis na concentração

desse íon, superando assim, os processos de ciclagem e de lixiviação.

Os teores das duas formas de potássio apresentaram distribuição

uniforme no perfil do solo do platô, caracterizando que a ciclagem deste

íon foi mais efetiva que a lixiviação. O contrário ocorreu no perfil do solo

da encosta e do sopé, em que os teores de potássio nas duas formas

estudadas aumentaram, sendo indício de sua freqüente lixiviação.

FIGURA 4. Potássio total e Potássio trocável em profundidade na

microbacia 2.

As concentrações de nitrato no solo (Figura 5) variaram de valores

muito baixos e não detectáveis até valores próximos de 10 kg ha-1

,

considerando o limite de 8 metros de profundidade, para as diferentes

condições de relevo.

40

Diferentemente do potássio, a distribuição do nitrato é aleatória. A

saturação do solo por água do lençol freático também é considerado,

como importante influência na variação do conteúdo de nitrato no solo.

Hefting et al. (2004) afirmam que a flutuação do lençol freático é a

principal causa da dinâmica das transformações do nitrogênio.

Johnson et al. (2004) observaram nesta mesma área de estudo que

a profundidade medida do lençol freático variou de 4,0 a 8,0 metros de

profundidade, sendo correlatos às concentrações de nitrato encontrados

no perfil do solo analisados entre 4,0 a 8,0 metros.

FIGURA 5. Teor de nitrato no perfil do solo e do relevo.

Os valores de ΔpH do solo estudado variam em profundidade. Nas

primeiras camadas os valores são próximos ao ponto de carga igual a

zero, e nos demais, a carga líquida aumenta de acordo com a

profundidade (Figura 6).

Nas camadas inferiores, com o decréscimo de matéria orgânica, os

valores de ΔpH podem se aproximar a zero ou se tornarem positivos

(EMBRAPA, 1978). No entanto, não se observou esta tendência no

presente trabalho, tendo em vista que a adsorção de nitrato no solo

41

depende da presença de cargas positivas, em quantidades suficientes

para garantir que tal fenômeno ocorra.

FIGURA 6. Tendência do ΔpH no perfil do solo no platô, na encosta e no

sopé da microbacia 2.

Na profundidade de até 8,0 m separadas por microbacia (Tabela 2)

foi observado que as quantidades de carbono se assemelham ao teor

estocado na biomassa (300 t.ha-1 Feldspauch comunicação pessoal), em

que a microbacia 4 apresenta o maior estoque (421,0 t.ha-1). Entretanto,

essa diferença não foi significativa.

Os estoques de nitrato até 8,0 m, foram maiores (<0,05) seguindo o

mesmo comportamento analisado até 3,0 m (Tabela 3). Devido a menor

profundidade de coleta das amostras (até 3,5 m) para o sopé, não foi

possível a comparação de médias além de 3,0 m, se considerar o relevo

das microbacias. Para os estoques de K trocável, as bacias ímpares

tiveram estoques menores 2,77 e 2,71 t.ha-1 microbacias 1 e 3,

respectivamente. Provavelmente devido à tipo de formação desses solos.

2.3.4 Relação carbono/nitrato (C/NO3-)

Como já visto anteriormente, o conteúdo de carbono diminuiu em

profundidade, ao contrário do conteúdo de nitrato que aumenta em

profundidade (Figura 7). Estes resultados se assemelham aos observados

por Oliveira et al. (2000). Estes autores observaram que o nitrato

42

adsorvido aumentou de acordo com a redução da matéria orgânica em

profundidade.

FIGURA 7. Relação entre carbono e nitrato (valores médios das quatro

microbacias)

Este comportamento é relacionado à constituição típica da

pedologia de região tropical, com solos ricos em óxidos de ferro e de

alumínio e materiais amorfos que auxiliam na adsorção do nitrato,

retardando seu movimento com a água (KINJO e PRATT, 1971).

43

2.4 CONCLUSÕES

1. Não houve variação nos teores de nitrato nas partes mais baixas das

microbacias em relação às mais altas;

2. Houve processo de lixiviação de K em profundidade. A lixiviação e a

remoção de K das partes mais altas para as mais baixas das

microbacias é indicativo do processo contínuo de renovação da

paisagem e da fitofisionomias; e

3. O estoque de carbono no solo nos primeiros 3 m de profundidade é

muito influenciado pela variação da posição da paisagem.

44

2.5 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS BRASIL. Folha SC.21 - Juruena. Projeto RADAMBRASIL.Secretaria Geral. Lev. De Rec. Naturais. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia 1980. BUURMAN, P.; LAGEN, V. B. & VELTHORST, E. J. Manual for soil and water analysis. Leiden The Nethrlands: Backhuys publichers. 1996. 314 p. EMBRAPA. Levantamento de reconhecimento dos solos do Distrito Federal. Serviço Nacional de Levantamento e Conservação de Solos. Boletim Técnico, n.53, p.455. 1978. EMPRESA BRASILEIRA DE PESQUISA AGROPECUARIA - EMBRAPA. Manual de métodos de analise de solos/Centro Nacional de pesquisa de solos, 2° ed., rev. Atual, Rio de Janeiro, 1997. 212p. (EMBRAPA-CNPS, Documento; 1). HART, S. C.; STARK, J. M.; DAVIDSON, E. A. & FARISTONE, M. K. Nitrogen mineralization, inmmobilization and nitrification. In: Weaver, R. W.Ancle, J. S. (Ed.), 1994. Nitrogen mineralization, inmmobilization and nitrification HEFTING, M.; CLE´ MENT, J. C.; DOWRICK, D.; COSANDEY, A. C.;BERNAL, S.; CIMPIAN, C.; TATUR, A.;BURT, T. P. & PINAY, G. Water table elevation controls on soil nitrogen cycling in riparian wetlands along a European climatic gradient. Biogeochemistry, v.67, p.113–134. 2004. HUGHES, JOHN P.; RAKOWSKI, CARA E.; BURROWS, DAVID N.; SLANE, PATRICK O. The Astrophysical Journal, Volume 528, Issue 2, pp. L109-L113. 2000. IBGE. Projeto Zoneamento das Potencialidades dos Recursos Naturais da Amazônia Legal. Rio de Janeiro: IBGE/SUDAM. 1990. 212 p. JOHNSON, M. S. Linkages between hydrology and biogeochemistry on Amazonian pastures and forested headwater catchments. Department of Crop and Soil Sciences, Cornell University, Ithaca, NY 14850, USA: 2005. 156p. JOHNSON, M. S.; LEHMANN, J.; SELVA, E. C.; ABDO, M.; RIHA, S. & COUTO, E. G. Organic carbon fluxes within and exports from headwater catchments in the Southern Amazon: Cornell University, Ithaca, NY 14850, USA: 29 p. 2004.

45

JORDAN, C. F. The nutrient balance of an Amazonian rainforest. Ecology, v.63, p.647-654. 1982. KINJO, T. & PRATT, P. F. Nitrate adsorption: II. in competition with chloride, sulphate, and phosphate. Soil Science Society of America, v.35, p.725-728. 1971. LUIZÃO, F. J. & LUIZÃO, R. C. C. Matéria orgânica do solo em Roraima. In: Barbosa, R. I., Ferreira, E.Castellon, E. (Ed.). Homem, Ambiente e Ecologia no Estado de Roraima. Manaus AM.: INPA, 1997. Matéria orgânica do solo em Roraima, p.613p. LUIZÃO, R. C. C.; LUIZÃO, F. J.; PAIVA, R. Q.; MONTEIRO, T. F.; SOUZA, L. S. & KRUIJT, B. Variation of carbon and nitrogen cycling processes along a topographic gradient in a central Amazonian Forest. Global Change Biology., v.10, p.592-600. 2004. MACKARETH, F. J. H.; HERON, J. & TALLING, J.F. Water analyse: some revised methods for limnologist. (Scientific publication n°36) Amblesi: Fresh water biological association, 1972. 121p. MELO, A. W. F. D. Avaliação do estoque e composição isotópica do carbono no estado do Acre. ESALQ, Piracicaba SP., 2003. 73 p. MORAES, J. L.; CERRI, C. C.; MELILLO, J. M.; KICKLIGHTER, D.; NEILL, C.;SKOLE, D. L. & STEUDER, A. Soil carbon stockes of Brazilian Amazonian Basin. Soil Science Society of American Journal, v.59, p.244-247. 1995. MORENO, M. I. C. & SCHIAVINI, I. Relationship between vegetation and soil in a forest gradient in the Panga Ecological Station, Uberlândia (MG). Rev. bras. Bot., Dec. 2001, vol.24, no.4, suppl, p.537-544. ISSN 0100-8404. NEILL, C.; PICCOLO, M. C.; STEUDLER, P. A.; MELILLO, J. M.; FEIGL, B. J. & CERRI, C. C. Nitrogen dynamics in soils of forests and active pastures in the western Brazilian Amazon Basin. Soil Biol. Biochem., v.27, n.9, p.1167-1175. 1995. NEPSTAD, D. C.; CARVALHO, C. R. DE; DAVIDSON, E. A.; JIPP, P.; LEFEBVRE, P.; NEGREIROS, G. H.; SIL VA E. D. DA; STONE, T.; TRUMBORE, S. & VIEIRA, S.. The role of deep roots in the hydrological and carbon cycles of Amazonian forests and pastures. Nature, v.372, p.666-669. 1994. NOVAES FILHO, J. P. Variabilidade espacial de atributos de solo em microbacias sob vegetação de floresta na Amazônia meridional. Dissertação... (Mestrado). Agronomia e Medicina Veterinária, Universidade Federal de Mato Grosso, Cuiabá, MT, 2005. 119 p. OLIVEIRA, J. R. A. D.; VILELA, L. & AYARZA, M. A. Adsorção de nitrato em solos de cerrado do Distrito Federal. Pesq. agropec. bras., v.35, n.6, jun, p.1199-1205. 2000. VAN WAMBEKE, A. Soils of the tropics: Properties and appraisal. Ithaca: Cornell University - Department of Crop and Soil Sciences. 2002.

Capitulo 3. ESTUDO DA GÊNESE DO SOLO A PARTIR DE ELEMENTOS QUIMICOS EM DIFERENTES PROFUNDIDADES NA REGIÃO SUL DA FLORESTA AMAZÔNICA

RODRIGUES, LUIZ CARLOS MATTOS, M.Sc. Universidade Federal de Mato Grosso, Julho de 2005. ESTUDO DA GÊNESE DO SOLO A PARTIR DE ELEMENTOS QUIMICOS EM DIFERENTES PROFUNDIDADES NA REGIÃO SUL DA FLORESTA AMAZÔNICA. Orientador: Professor Dr. Eduardo Guimarães Couto. RESUMO: Os solos brasileiros, incluindo os matogrossenses, apresentam

complexa dinâmica de elementos químicos e são dependentes tanto de

ecossistemas naturais como de fatores externos a eles. O objetivo deste

trabalho foi estudar a gênese do solo a partir de elementos químicos em

diferentes profundidades na região sul da floresta Amazônica. A área

estudada situa-se na unidade geológica do Complexo Xingu. Os solos

predominantes são os ARGISSOLOS VERMELHO-AMARELOS e os

LATOSSOLOS VERMELHO-AMARELOS. Foram coletadas amostras de

solos em quatro pontos da paisagem, sendo um no platô, dois na encosta

e um no sopé utilizando-se um trado holandês, nas seguintes

profundidades de 0 - 0,6 m; 0,6 - 1,0 m, e a partir de um metro as coletas

foram feitas a cada metro de profundidade até atingir 8,0 metros. Os

teores de silício, de alumínio, de titânio, de zircônio e de ferro foram

determinados e verificou-se que os materiais presentes nas diferentes

paisagens são de origem alóctones (ex-situ).

Palavras Chave: Latossolos, elementos traços, intemperismo, formação

do solo

RODRIGUES, LUIZ CARLOS MATTOS, M.Sc. Federal University of Mato

Grosso, July of 2005. A STUDY OF SOIL GENESIS BASED ON CHEMICAL ELEMENTS IN SOIL PROFILES OF THE SOUTHERN REGION OF THE AMAZON FOREST. Advisor's: Teacher Dr. Eduardo

Guimarães Couto. ABSTRACT: As is typical of Brazilian soils, soils of Mato Grosso present a

complex dynamic of chemical elements that is dependent on ecosystem

processes, climatic factors and weathering. The objective of this work was

to examine soil genesis in the southern portion of the Amazon forest

based on chemical elements in different depths of the soil profile. The

study area is located in the Xingu complex, and is characterized by Red-

Yellow Argisols and Red-Yellow Latosols. Soil samples were collected in

different landscape locations (plateau, hillslope and valley) to depths of 8

m. Soil stocks were determined for silica, aluminum, titanium, iron and

zinc. Stocks differed among landscape positions, indicating an

allochthonous (ex-situ) source for some positions.

Keywords: Latosols, trace elements, weathering, soil formation

3.1 INTRODUÇÃO

Resultados inesperados, originados de variações espaciais em

atributos de solos, são frequentemente observados por pesquisadores, de

forma que essa variabilidade possa ocorrer sistematicamente ou

ocasionalmente, e ser enfocada em diversas escalas.

O entendimento da pedogênese e da variabilidade do solo, bem

como a quantificação de elementos químicos indicadores de formação de

solo de ex-situ tem sido pouco estudado. Para esses estudos, as relações

solo-paisagem têm sido bastante utilizadas (VIDAL TORRADO e LEPSH,

1993; COELHO et al., 1994), sobretudo, por permitir estabelecer

correlações entre atibutos dos solos e elementos químicos que indicam a

formação do solo.

As variações na topografia das regiões tropicais podem ser

indicativas de mudança na profundidade do solo e do grau de

intemperismo químico e, em alguns casos, da ocorrência de diferentes

tipos de solos (ANJOS et al., 1998).

Materiais ricos em ferro como os horizontes litoplínticos

(EMBRAPA, 1999) e ferricretes, que são duros ou cimentados

(BOURMAN, 1993), apresentam variabilidade nas características

químicas, morfológicas e mineralógicas (ALEXANDER e CADY, 1962;

Sivarajasingham et al., 1962), relacionada com a idade, com o grau de

evolução e com a natureza da rocha (IBANGA, 1980; ROQUIN et al.,

1990). Uma característica comum desses materiais é o elevado conteúdo

de ferro e/ou, alumínio (SIVARAJASINGHAM et al., 1962). Considerando

apenas os teores de ferro, por exemplo, variam de 400 a 650 g.kg-1

(TARDY, 1993).

Embora os elementos silício, alumínio e ferro sejam os mais

abundantes dessas feições ferruginosas, muitos outros estão

49

freqüentemente associados, porém, em menores proporções (ROQUIN et

al., 1990). Cita-se, por exemplo, o titânio, que pode atingir proporções

significativas (SIVARAJASINGHAM et al., 1962) e, em geral, representa

acumulo relativo do material parental (IBANGA, 1980). O zircão, por sua

vez, é um elemento de grande estabilidade, e tem sido frequentemente

utilizado como indicador de descontinuidade litológica em relação a outros

elementos estáveis como o quartzo (LUZ et al., 1992; ROLIM NETO e

SANTOS, 1994).

Outra forma de se estudar a mineralogia do solo, segundo

Antonello et al. (1988), é determinando o ki. Esses autores verificaram que

20% dos solos estudados, as relações moleculares Si/Al (ki) mais baixas,

são predominantemente gibbsíticos. Em 20% apresentam altos teores de

caulinita e gibbsita e o restante, 60%, apresentam caulinita como mineral

predominante.

Resende e Santana (1988) classificaram os Latossolos com base

nas relações ki e kr em três grupamentos (cauliníticos - não

sesquioxídicos; cauliníticos - sesquioxídicos e gibbsíticos-sesquioxídicos).

Assim, a caulinita e a muscovita apresentam ki = 2, a esmectita ki = 5,6 e

a vermiculita ki = 5. A biotita e os feldspatos têm ki 6,0. Quando os teores

de caulinita são iguais aos de gibbsita e não existem outros minerais

fornecendo Si ou Al o ki = 0,75. O kr, por sua vez, indica a idade do solo:

assim, quanto menor for o kr mais velho é o solo (RESENDE, 1983).

Um forte indicador do grau de parentesco entre um solo e a rocha

subjacente são suas interações químicas. Sendo assim, uma das formas

amplamente conhecidas e utilizadas para avaliar o intemperismo de

materiais rochosos é a verificação da perda ou ganho de alguns

elementos constituintes de uma rocha (processo denominado de

meteorização), geralmente os mais móveis, ocasionando uma

concentração dos elementos menos móveis (OLIVEIRA, 1998).

O presente trabalho teve como objetivo compreender as relações

solo-relevo, com ênfase no material de origem, em uma toposequência de

solos, partindo-se da hipótese que alguns elementos físicos, químicos e

mineralógicos dos solos podem ser usados para estimar se os mesmos,

50

sob floresta nas diferentes posições de paisagem são originados de

materiais transportados de áreas adjacentes.

51

3.2 MATERIAL E MÉTODOS

3.2.1 Localização da área de estudo

A área estudada localiza-se na Fazenda Rohsamar, localizada à

noroeste do estado do Mato Grosso, no município de Juruena-MT, situada

nas coordenadas 10º 28' S e 58º 26' WGr. A vegetação local é

classificada como floresta tropical Ombrofila Densa segundo Brasil (1980).

Em todo o trecho do interflúvio Juruena e Teles Pires, na depressão

formada pela litografia Pré-Cambriana do complexo Xingu, os solos,

predominantes, são classificados como ARGISSOLOS VERMELHOS

distrosférricos (BRASIL, 1980). Couto e Oliveira (2003) e Novaes Filho et

al. (2005) classificaram detalhadamente os solos no local deste estudo,

como LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO distrófico e PLINTOSSOLO

HÁPLICO distrófico típico. O clima da região é classificado como tropical

quente e úmido (Am) pelo sistema de Köppen, com temperatura média

anual de 24°C, menores valores no mês de julho e maiores no mês de

setembro. A precipitação total anual no ano de 2003 foi de 2.379 mm

(JOHNSON et al., 2004).

3.2.2 Método

Foram realizadas, no período de 10 a 18 de novembro de 2003

perfurações com trado tipo holandês em três posições da paisagem (uma

no platô, duas na encosta e uma no sopé), conforme visualizado na

Figura 1. Coletaram-se amostras de solos nas profundidades: 0 - 0,6 m;

0,6 - 1,0 m, e a partir de um metro as coletas foram feitas a cada metro de

profundidade, até atingir 8,0 metros ou impedimento físico (sendo

52

coletada no platô nove amostras, na encosta I cinco amostras, na encosta

II nove amostras e no sopé quatro amostras), totalizando 27 amostras.

02468

101214161820

0 50 100 150 200 250 300

P1

P2

P3

P4

Distância (m)

Dife

renç

a de

nív

el (m

)

Platô

Encosta

Sopé

-2-4

-6

Córrego

LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO distrófico

PLI

NTO

SS

OLO

HÁ

PLI

CO

dis

trofic

o típ

ico

FIGURA 1. Localização dos pontos amostrados nas diferentes posições

de relevo (P1 = Perfil 1; P2 = Perfil 2; P3 = Perfil 3 e P4 = Perfil 4).

As amostras de solo foram secas ao ar, destorroadas e passadas

em peneira de 2 mm, para posterior análises dos teores totais de silício,

alumínio, titânio e ferro, em ataque sulfúrico, segundo metodologia

preconizada pela Embrapa (1997).

Determinaram-se semi-quantitativamente as amostras de solo

para quantificar os teores de silício, alumínio, manganês, ferro e

elementos traços (titânio, zircônio, rubídio, cobre e cloreto) por

espectrometria de fluorescência de raios X (FR-X) por energia dispersiva,

método FP QUALI-QUANT, em atmosfera de vácuo, calibrador 10 mm.

Os dados foram analisados por meio da estatística descritiva

(mínimo, máximo, amplitude, média, coeficiente de variação), com o uso

do programa SPSS – 10 (2000).

Para verificar o balanço geoquímico do solo-rocha, foi obtido por

meio de avaliações de perdas e ganhos dos óxidos nas rochas e nas

53

amostras de solos, assumindo-se que os teores de óxido de alumínio

(Al2O3) permanecem constantes em toda a profundidade. Para tanto

utilizou-se de um fator de correção (FC) de acordo com Oliveira (1998),

para todos os óxidos obtidos pela equação 1.

FC = Al2O3 rocha/Al2O3 das amostras de solo (1)

Para obter os valores calculados (VC) em relação ao Al2O3

utilizou-se da equação (2):

VC = teor do atributo na rocha x FC (2)

Os valores de perdas e ganhos (PG) foram obtidos pela equação

3:

PG = VC – Teor do atributo na rocha (3)

54

3.3 RESULTADOS E DISCUSSÃO

3.3.1 Formação dos solos pelas alterações dos materiais adicionados nas paisagens

Os valores da estatística descritiva dos óxidos totais (Fe2O3;

Al2O3, TiO2; ZrO2 e SiO2) e dos indicadores de intemperização (ki e kr)

estão apresentados na Tabela 1. Observou-se que houve dispersões em

relação aos valores médios apresentados nas paisagens. Os teores de Si

corresponderam aos maiores deles, variando de 376,49 a 556,8 g.kg-1 no

platô do perfil 1. Os menores teores foram observados para Ti e de Zr,

9,15 e 0,55, respectivamente.

Os valores de Fe2O3 variaram de 48,79 g.kg-1 na encosta a

117,59 g.kg-1 no platô, estando dentro dos valores encontrados por Kampf

e Curi (2000) e Coelho (2003), onde os óxidos de ferro em profundidade

variam de >1 a <500 g.kg-1.

Os teores de Fe2O3 estão relacionados com o material de origem,

com grau de intemperização e com processos pedogênicos de

acumulação ou remoção.

Observa-se na Tabela 1 que as concentrações de Fe, Al, Si, Ti e

Zr nos perfis estudados apresentaram resultados distintos nas paisagens.

55

TABELA 1. Estatística descritiva dos atributos químicos do solo nas diferentes paisagens

PP

1 Pa2 N3 Mínimo Máximo Amplitude Média S CV g.kg-1 %

P1 P 9 56,56 117,59 61,03 81,75 18,62 23 P2 E 5 57,60 78,47 20,87 72,34 8,67 12 P3 E 9 48,79 83,92 35,13 74,97 10,98 15

Fe

P4 S 4 62,09 71,24 9,15 67,41 3,89 6 P1 P 9 360,59 480,85 120,26 423,22 36,66 9 P2 E 5 373,50 411,43 37,93 398,19 15,52 4 P3 E 9 352,30 421,94 69,64 390,90 21,10 5

Al

P4 S 4 296,43 378,15 81,72 350,58 36,81 10 P1 P 9 9,15 16,69 7,54 11,45 2,18 19 P2 E 5 11,96 12,62 0,66 12,21 0,25 2 P3 E 9 10,83 12,91 2,08 11,70 0,59 5

Ti

P4 S 4 11,23 12,18 0,95 11,81 0,45 4 P1 P 9 376,49 556,80 180,31 467,56 58,58 13 P2 E 5 477,76 536,38 58,62 495,83 23,52 5 P3 E 9 474,92 554,99 80,07 492,00 25,15 5

Si

P4 S 4 490,61 507,76 17,15 500,78 7,38 1 P1 P 9 0,55 1,77 1,2 1,05 5,29 50 P2 E 5 0,89 1,18 0,29 0,96 1,21 13 P3 E 9 0,47 1,25 0,78 0,67 2,39 36

Zr

P4 S 4 0,66 0,77 0,11 0,70 0,47 7 P1 P 9 1,33 2,63 1,29 1,91 0,41 22 P2 E 5 1,97 2,44 0,47 2,12 0,19 9 P3 E 9 1,91 2,68 0,76 2,15 0,23 11

Ki4

P4 S 4 2,21 2,91 0,71 2,45 0,31 13 P1 P 9 1,15 2,39 1,23 1,71 0,40 23 P2 E 5 1,76 2,22 0,46 1,90 0,19 10 P3 E 9 1,71 2,46 0,75 1,92 0,23 12

Kr5

P4 S 4 1,98 2,57 0,59 2,18 0,26 12 1Perfil; 2Pa = paisagem: P = platô, E = encosta, S = sopé; 3N = n° de amostras por paisagem; 4Ki = Si/Al; 5Kr = Si/Al+ Fe.

3.3.2 Elementos indicadores de descontinuidade litológica

A distribuição de Zr com a profundidade no platô apresenta uma

redução de aproximadamente 100% entre as profundidades de 1 a 3 m e

3 a 8 m.

TABELA 2. Composição física e química dos atributos do solo, ki e kr em diferentes posições da paisagem e profundidade

*AMF/AF = Relação Areia Muito Fina/ Areia Fina; **Ti/Zr = Relação Titânio/Zinco.

Atributos PLATÔ ENCOSTA 1 ENCOSTA 2 SOPÉ Profundidade (m) 0 a 1 1 a 3 3 a 8 0 a 1 1 a 3 3 a 3,5 0 a 1 1 a 3 3 a 7,5 0 a 1 1 a 3

M. Grossa 0,00 0,00 0,00 0,70 0,00 0,65 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Grossa 1,70 2,53 2,08 7,05 3,60 8,80 2,55 3,97 6,48 4,45 16,00Média 28,05 28,53 37,35 39,85 29,00 39,90 19,80 24,60 35,18 35,20 58,27Fina 324,10 304,60 269,35 217,25 225,60 226,00 244,40 200,90 226,88 277,25 256,00

Are

ia

M. Fina 197,65 196,67 154,03 168,10 170,43 176,15 201,75 191,50 205,10 193,15 179,73AREIA 551,50 532,33 462,83 443,00 432,00 451,50 468,50 421,00 473,67 510,00 510,00SILTE 75,00 105,33 300,00 175,50 211,33 208,50 175,00 228,00 308,83 158,50 233,33ARGILA 373,50 362,33 237,17 381,50 356,67 340,00 356,50 351,00 217,50 331,50 256,67AMF/AF* 0.61 0.65 0.57 0.77 0.76 0.78 0.83 0.95 0.90 0.70 0.70

SiO2 554,72 506,96 452,60 490,87 482,56 509,84 475,07 479,02 499,34 499,19 498,45Al2O3 367,28 390,70 424,73 397,98 407,94 391,77 417,71 404,70 380,24 337,29 368,62Fe2O3 56,59 82,62 91,48 77,07 75,87 64,56 79,38 81,87 72,67 64,72 69,18K2O 4,14 5,10 9,51 18,35 19,10 19,11 14,85 21,14 30,81 33,74 39,79TiO2 9,43 12,19 12,25 12,20 12,28 12,35 11,58 11,57 11,77 11,92 11,86Zr 17,55 15,20 7,27 9,05 9,17 10,65 7,00 5,73 6,00 7,40 6,83Ti/Zr** 0.54 0.80 1.69 1.35 1.34 1.16 1.65 2.02 1.96 1.61 1.74V 0,23 0,15 0,25 0,64 0,45 0,00 0,00 0,00 0,27 0,47 0,52MnO 0,00 0,00 0,34 0,95 0,66 0,71 0,44 0,63 0,83 0,26 0,38Cu 0,24 0,08 0,00 0,00 0,00 0,11 0,17 0,00 0,03 0,00 0,09Y 0,00 0,00 0,00 0,00 0,06 0,05 0,07 0,15 0,23 0,08 0,09Rb 0,00 0,00 0,02 0,16 0,16 0,14 0,06 0,14 0,23 0,24 0,28Zn 0,25 0,09 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,10 0,10 0,14S 0,00 0,00 0,00 0,66 0,00 0,00 0,00 0,00 0,85 0,00 1,04MgO 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 2,17 6,29 8,89CaO 0,44 0,29 0,41 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00Cl

g.kg

-1

0,00 0,00 7,43 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00 0,00ki 2,57 2,22 1,82 2,10 2,01 2,22 1,93 2,01 2,24 2,56 2,30kr 2,34 1,96 1,60 1,87 1,80 2,01 1,72 1,78 2,00 2,27 2,05

Chapman e Horn (1968) observaram que não há uma regra geral

que relacione a variação no teor do elemento com a descontinuidade

litológica. Na ausência de estudos de variabilidade de dados, tais autores

sugerem uma diferença mínima de 100% nos teores do elemento, para ser

considerado uma descontinuidade. Neste caso o investigador poderia

concluir que existe uma descontinuidade. Desde que as características

morfológicas, granulométricas, químicas e mineralógicas (DEMATTÊ e

HOLOWAYCHUK, 1977a e 1977b) não indicariam nenhuma

heterogeneidade de material de origem no perfil 1, conclui-se que a

diferença de 100% de Zr entre as profundidades 1 a 3 m e 3 a 8 m

67

demonstra uma descontinuidade litológica. Este resultado também é seguido

pela relação Ti/Zr, que apresenta uma diferença de 100% entre as

profundidades 1 a 3 m e 3 a 8 m.

No perfil 2 a distribuição de Zr é homogênea, com valores oscilando

entre 9,05 a 10,65 g.kg-1, o mesmo, ocorrendo para a relação AMF/AF, onde

os valores oscilam de 0,76 a 0,78 g.kg-1 (Tabela 2).

No perfil 3 a quantidade de Zr na profundidade 1 a 3 m é 7 g.kg-1,

decrescendo para 5,73 g.kg-1 na profundidade de 3 a 8 m, e em seguida

aumentando para 6 g.kg-1. De acordo com tais resultados pode-se observar

uma descontinuidade entre as profundidades relacionadas de 1 a 3 m e 3 a

8 m. A relação areia muito fina/areia fina, onde os valores oscilam de 0,83 a

0,95 g.kg-1, confirma a descontinuidade litológica. O teor de Ti acompanhou,

de maneira geral, o teor de Zr.

No perfil 4 a distribuição dos teores de Zr e Ti e a relação areia muito

fina/areia fina em profundidade é praticamente homogênea.

O Al e o Fe (Figura 2b e c) apresentaram semelhanças nos perfis

quando comparados entre eles nas paisagens (no platô e na encosta). No

sopé, observou diferença na variabilidade, em profundidade, dos óxidos de

Fe e Al. Observou-se acréscimo relativo de Si. No sopé os valores de Si

decresceu, favorecendo a dessilicatização, que segundo Moniz (1975)

ocorre, principalmente, por hidrólise.

Lepsch et al. (1977) sugeriram que a desestabilização dos

agregados e a argila em suspensão são conseqüências da liberação do

ferro, promovendo sua eluviação. Portanto, as formas amorfas de ferro em

profundidade podem ser interpretadas como dissociadas das argilas

silicatadas e passíveis de mobilidade para os horizontes inferiores desse

perfil, tal como relatado anteriormente.

Verificou-se que houve aumento na concentração de Fe até 2

metros de profundidade em todos os pontos da paisagem. Acima desta

profundidade o Fe pode ter sido removido, consequentemente, pelo

acentuado hidromorfismo.

68

FIGURA 2. Variação de Zr e Ti (a), Al e Si (b) e Fe (c) obtidos por

fluorescência de raios-X nas diferentes paisagens expressos em moléculas-grama.

Segundo Brinkman (1999), o mecanismo de ferrólise é pronunciado

em solos ácidos sujeitos à redução sazonal. As profundidades estudadas

apresentaram teor substancial de ferro, possivelmente, decorrente de sua

mobilização dos horizontes superiores e acúmulo nos horizontes inferiores.

Assim, esse mecanismo é atuante em todos os perfis estudados,

desestruturando e liberando Al dos minerais silicatados, os quais ocupam os

sítios de troca das argilas ou são incorporados nas estruturas dos óxidos e

hidróxidos de ferro secundários, durante a evolução dos solos na paisagem.

Esse mecanismo é mais pronunciado no perfil 3 em profundidade, não só

pelo elevado conteúdo de ferro em relação às demais paisagens. Nesta

situação, conforme Anjos et al. (1995), a ferrólise é ativa, considerando as

condições químicas que desfavorecem a formação de gibbsita secundária,

possivelmente pelo elevado conteúdo de sílica presente.

69

Nas relações moleculares de Al/Fe e Si/Fe pode-se verificar a

variabilidade do ferro em profundidade nos diferentes perfis, o mesmo

podendo ser observado para o titânio, na relação molecular Al/Ti (Figura 3).

A relação Al/Ti para os perfis 1 e 3 apresentaram variações bruscas

em profundidade, indicando descontinuidade química nestas paisagens.

Consequentemente, houve uma demonstração que provavelmente não há

semelhança na constituição do material originário desse solo.

Al/Ti

Al/Fe

Si/Fe

P1

28 32 36 40 44

P2

0

2

4

6

8

0

2

4

6

8

01234

P330

26 30 32281

24

P4

0

2

4

6

8

0

2

4

6

8

P2

01234

P2

01234

P1

P1

0

2

4

6

0

2

4

6

8

P3

123

123

P3

4 5 6 7

2 8 104

4,8

5,6

6,4

4 5 6 7 8

4,8

5,2

5,6

6 8 10

6 8 104 12

7,6

8,4

6,8

P4

3533

34 36 38

23

30 34

8

6

P4

FIGURA 3. Relações moleculares Al/Ti (a); Al/Fe (b) e Si/Fe (c) em

profundidade (m) expressas em moléculas-grama, nas diferentes paisagens.

3.3.3 Balanço geoquímico solo-material de origem

O balanço geoquímico calculado (Tabela 3) indica as mudanças

efetivas que a decomposição química produz, frente ao intemperismo. Toda

70

a sílica e os elementos alcalinos terrosos foram removidos, enquanto que

elementos com potencial iônico intermediário como o ferro, o alumínio e o

titânio se acumularam e, segundo Wilding et al. (1983), isto se dá,

principalmente por concentração residual.

TABELA 3. Balanço geoquímico solo-rocha original, assumindo o óxido de

alumínio (Al2O3) com valores constantes durante o intemperismo no perfil 1, perdas e ganhos dos elementos

Prof SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 K2O ZrO2 V2O5 MnO2

(m) g.kg-1

0,6 556,80 9,70 360,59 56,62 4,10 17,70 0,00 0,00 1 552,64 9,15 373,96 56,56 4,17 17,40 0,46 0,00 2 487,39 10,72 421,66 73,70 4,61 16,50 0,00 0,00 3 480,85 16,69 376,49 117,59 6,53 11,70 0,00 0,00 4 438,14 12,11 450,11 92,55 5,91 6,80 0,50 0,00 5 418,72 11,94 427,00 86,04 8,25 7,10 0,00 0,00 6 451,84 10,93 439,34 85,56 10,76 5,60 0,53 0,48 7 459,70 11,26 432,31 83,02 11,82 6,90 0,46 0,64

R 8

VR

466,36 10,54 423,14 84,13 13,77 5,50 0,00 0,94 0,6 653,39 11,38 423,14 66,44 4,81 20,77 0,00 0,00 1 625,32 10,35 423,14 64,00 4,72 19,69 0,52 0,00 2 489,10 10,76 423,14 73,96 4,63 16,56 0,00 0,00 3 540,43 18,76 423,14 132,16 7,34 13,15 0,00 0,00 4 411,89 11,38 423,14 87,00 5,56 6,39 0,47 0,00 5 414,93 11,83 423,14 85,26 8,18 7,04 0,00 0,00 6 435,18 10,53 423,14 82,41 10,36 5,39 0,51 0,46 7

VC

449,95 11,02 423,14 81,26 11,57 6,75 0,45 0,63 0,6 187,03 0,84 0,00 17,69 8,96 15,27 0,00 0,94 1 158,96 0,19 0,00 20,13 9,05 14,19 0,52 0,94 2 22,74 0,22 0,00 10,17 9,14 11,06 0,00 0,94 3 74,07 8,22 0,00 48,03 6,43 7,65 0,00 0,94 4 54,47 0,84 0,00 2,87 8,21 0,89 0,47 0,94 5 51,43 1,29 0,00 1,13 5,59 1,54 0,00 0,94 6 31,18 0,01 0,00 1,72 3,41 0,11 0,51 0,48

Plat

ô

7

PG

16,41 0,48 0,00 2,87 2,20 1,25 0,45 0,31 R – rocha; VR – teores dos elementos por profundidade; VC – Valores calculados para cada óxido assumindo que o Al2O3 permanece constante; Valores apresentados em g.kg-

1; PG – Perdas e Ganhos de óxidos obtidos entre os valores da rocha e aqueles calculados (neste caso, fez-se o balanço entre a última amostra de solo coletada em profundidade por causa da ausência da rocha, e aqueles calculados).

71

Na Tabela 3 observa-se que os teores de SiO2 no perfil 1, em

relação à última amostra de solo coletada apresentaram ganhos até 3,0

metros. A abaixo desta profundidade ocorreu o processo de perda de sílica,

pela lixiviação intensa nessas situações de intemperismo químico extremo,

causando empobrecimento das argilas ricas, como as montmorillonitas

(argilas 2:1), transformando-as em argilas pobres como as cauliníticas

(argilas 1:1) e desta em gibbsita, que é o AlOH3 (CREPANI et al., 2001).

Nas profundidades de 6,0 a 7,0 metros, ocorreu um processo de

ganho de óxido de ferro de 5,0 a 3,0 metros e voltando a apresentar um

processo de perda em 2,0 m até a superfície. Esta oxidação de ferro de

acordo com Moniz (1972) se deve à facilidade de sua remoção do sistema,

em condições redutoras.

O enriquecimento do ferro pelo movimento lateral das águas foi

abordado por Bigarella et al. (1996) quando estudaram a gênese de lateritos.

Os óxidos de potássio apresentaram perda em todas as

profundidades, ao longo do perfil devido a sua alta mobilidade (CHEN e

GABELMAN, 2000).

O óxido de zircônio no perfil 1 apresentou interrupção brusca entre

as profundidades, indicando característica de descontinuidade litológica,

corroborando com os resultados da Tabela 2; a seis metros apresentou

perda de óxidos de Zr em relação a última amostra coletada (R8), sendo que,

em todas as demais profundidades apresentou ganho de óxidos.

O balanço geoquímico entre as profundidades no perfil 2 e entre a

última amostra de solo coletada em profundidade (R3.5), por causa da

ausência da rocha e as demais amostras coletadas é apresentada na Tabela

3. Os teores dos óxidos de sílica apresentam perda em todas as

profundidades até a superfície, corroborando com Crespani et al. (2001).

72

TABELA 3. Balanço geoquímico solo-rocha original, assumindo o óxido de alumínio (Al2O3) com valores constantes durante o intemperismo no perfil 2, perdas e ganhos dos elementos

Prof SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 K2O ZrO2 V2O5 MnO2

(m) g.kg-1

0,6 495,10 12,13 393,60 76,51 18,24 9,00 0,51 1,08 1 486,63 12,27 402,36 77,62 18,46 9,10 0,77 0,81 2 477,76 11,96 411,43 78,47 18,08 8,90 0,57 0,61 3 483,29 12,62 410,04 71,52 20,77 9,50 0,00 0,55

R 3.5

VR

536,38 12,08 373,50 57,60 17,44 11,80 0,00 0,87 0,6 469,82 11,51 373,50 72,60 17,31 8,54 0,48 1,02 1 451,73 11,39 373,50 72,05 17,14 8,45 0,71 0,75 2 433,71 10,86 373,50 71,24 16,41 8,08 0,52 0,55 3

VC

440,22 11,50 373,50 65,15 18,92 8,65 0,00 0,50 0,6 66,56 0,57 0,00 15,00 0,13 3,26 0,48 0,15 1 84,65 0,69 0,00 14,45 0,30 3,35 0,71 0,12 2 102,67 1,22 0,00 13,64 1,03 3,72 0,52 0,32

Enco

sta

1

3

PG

96,16 0,58 0,00 7,55 1,48 3,15 0,00 0,37 R – rocha; VR – teores dos elementos por profundidade; VC – Valores calculados para cada óxido assumindo que o Al2O3 permanece constante; Valores apresentados em g.kg-1; PG – Perdas e Ganhos de óxidos obtidos entre os valores da rocha e aqueles calculados (neste caso, fez-se o balanço entre a última amostra de solo coletada em profundidade por causa da ausência da rocha, e aqueles calculados).

As amostras de solo coletadas no perfil 2 apresentam ganhos

crescentes de óxidos de ferro em relação à última amostra de solo coletada

em profundidade, corroborando com Bigarella et al. (1996).

Mesmo o zircônio, sendo considerado um elemento de grande

estabilidade (MONIZ, 1972; e BESOAIN, 1985), no perfil 2 ocorreu perda em

todas as profundidades até a superfície, o mesmo ocorrendo para o titânio.

O balanço geoquímico entre as profundidades no perfil 3 e a rocha

subjacente acha-se apresentado na Tabela 4.

Verifica-se que no perfil 3 ocorreu o mesmo processo de

dessilicatização, semelhante ao perfil 2. O mesmo processo ocorreu para os

óxidos de ferro e vanádio. O zinco e o titânio apresentaram ganho estável

em toda a profundidade analisada, observando-se o mesmo comportamento

no perfil 4.

73

TABELA 4. Balanço geoquímico isovolume solo-rocha original, assumindo o óxido de alumínio (Al2O3) com valores constantes durante o intemperismo no perfil 3, perdas e ganhos dos elementos

Prof SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 K2O ZrO2 V2O5 MnO2

(m) g.kg-1

0,6 474,92 11,74 421,94 77,01 12,77 8 0 0,48

1 475,21 11,41 413,47 81,74 16,92 6 0 0,4

2 481,81 11,53 401,28 79,98 23,12 5,9 0 0,76

3 480,05 11,77 399,34 83,88 23,39 5,3 0 0,72

4 502,37 10,83 384,54 69,51 30,31 7,3 0,54 0,63

5 480,32 11,58 390,71 83,92 30,25 4,7 0,55 0,79

6 491,5 12,25 379,4 77,72 35,43 5,6 0 0,94

7 486,79 11,29 375,15 72,2 37,4 5,3 0 1,06

7,5 554,99 12,91 352,3 48,79 28,07 12,5 0,53 0,82 R

VR

602,96 1,89 316,51 9,78 42,79 0,08 0 0,94

0,6 356,25 8,81 316,51 57,77 9,58 6,00 0,00 0,36

1 363,77 8,73 316,51 62,57 12,95 4,59 0,00 0,31

2 380,03 9,09 316,51 63,08 18,24 4,65 0,00 0,60

3 380,48 9,33 316,51 66,48 18,54 4,20 0,00 0,57

4 413,49 8,91 316,51 57,21 24,95 6,01 0,44 0,52

5 389,10 9,38 316,51 67,98 24,51 3,81 0,45 0,64

6 410,03 10,22 316,51 64,84 29,56 4,67 0,00 0,78

7 410,70 9,53 316,51 60,91 31,55 4,47 0,00 0,89

7,5

VC

498,61 11,60 316,51 43,83 25,22 11,23 0,48 0,74

0,6 246,71 6,92 0,00 47,99 33,21 5,92 0,00 0,58 1 239,19 6,84 0,00 52,79 29,84 4,51 0,00 0,63

2 222,93 7,20 0,00 53,30 24,55 4,57 0,00 0,34 3 222,48 7,44 0,00 56,70 24,25 4,12 0,00 0,37 4 189,47 7,02 0,00 47,43 17,84 5,93 0,44 0,42

5 213,86 7,49 0,00 58,20 18,28 3,73 0,45 0,30 6 192,93 8,33 0,00 55,06 13,23 4,59 0,00 0,16 7 192,26 7,64 0,00 51,13 11,24 4,39 0,00 0,05

Enco

sta

2

7,5

PG

104,35 9,71 0,00 34,05 17,57 11,15 0,48 0,20 R – rocha; VR – teores dos elementos por profundidade; VC – Valores calculados para cada óxido assumindo que o Al2O3 permanece constante; Valores apresentados em g.kg-1; PG – Perdas e Ganhos de óxidos obtidos entre os valores da rocha e aqueles calculados.

Pode-se observar na Tabela 5 o balanço geoquímico entre as

profundidades no perfil 4, entre a última amostra de solo coletada em

profundidade (R3) de três metros, por causa da ausência da rocha e as

demais amostras coletadas.

74

TABELA 5 Balanço geoquímico solo-rocha original, assumindo o óxido de alumínio (Al2O3) com valores constantes durante o intemperismo no perfil 4, perdas e ganhos dos elementos

Prof SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 K2O ZrO2 V2O5 MnO2

(m) g.kg-1

0,6 507,76 11,67 296,43 62,09 29,94 7,70 0,55 0,51 1 490,61 12,16 378,15 67,34 37,53 7,10 0,39 0,00 2 504,14 12,18 367,00 71,24 41,79 6,80 0,68 0,49

R 3

VR

500,59 11,23 360,72 68,97 40,05 6,60 0,49 0,64 0,6 617,88 14,20 360,72 75,56 36,43 9,37 0,67 0,62 1 468,00 11,60 360,72 64,24 35,80 6,77 0,37 0,00 2

VC

495,51 11,97 360,72 70,02 41,07 6,68 0,67 0,48 0,6 117,29 2,97 0,00 6,59 3,62 2,77 0,18 0,021 32,59 0,37 0,00 4,73 4,25 0,17 0,12 0,64

Sopé

2

PG

5,08 0,74 0,00 1,05 1,02 0,08 0,18 0,16R – rocha; VR – teores dos elementos por profundidade; VC – Valores calculados para cada óxido assumindo que o Al2O3 permanece constante; Valores apresentados em g.kg-1; PG – Perdas e Ganhos de óxidos obtidos entre os valores da rocha e aqueles calculados (neste caso, fez-se o balanço entre a última amostra de solo coletada em profundidade por causa da ausência da rocha, e aqueles calculados).

No sopé o Fe pode ter sido removido, sofrendo um processo de

hidromorfismo acentuado, por estar próximo ao córrego.

75

3.4 CONCLUSÔES 1. Os materiais presentes nas diferentes posições da paisagem na área

estudada são alóctones (ex-situ);

2. O zircônio é um excelente indicador de descontinuidade litológica.

76

3.5 REFERÊNCIA BIBLIOGRÁFICA ALEXANDER, T. L. e CADY, J. G. Genesis and hardening of laterite in soils. Washington, D.C., Soil Conservation Service, United States Department of Agriculture, 1962. 90p. (Technical Bulletin, 1282) ANJOS, L. H.; FERNÁNDEZ, M. R.; PEREIRA, M. G.; FRANZMEIR, D. P. Landscape and pedogenesis of na Oxiol - Inceptisol – Ultisol sequence in southeastern Brazil. Soil Science Society of America Journal, v.62, n.6, p. 1651-1658, 1998. ANJOS, L. H. C.; FRANZMEIER, D. P. e SCHULZE, D. G. Formation of soils with plinthite on a toposequence in Maranhão State, Brazil. Geoderma, 64:257-279, 1995. ANTONELLO, L. L. et al Mineralogia de argilas desferrificadas de “horizonte B” em Latossolos do sudeste e sul do Brasil. In: REUNIÃO DE CLASSIFICAÇÃO CORRELAÇÃO DE SOLOS E INTERPRETAÇÃO DE APTIDÃO AGRÍCOLA, 3, 1988, Rio de Janeiro. Anais... Rio de Janeiro: EMBRAPA/SNLCA, SBCS, 1988. p.185-210. BIGARELLA, J. J.; BECKER, R. D.; PASSOS, E. Estrutura e origem das paisagens tropicais e subtropicais. Florianópolis: Ed. da EFSC, 1996. 875p. BOURMAN, R. P, FITZPATRICK, R. W, SELF, P .G, Univ. of South Australia, Underdale, SA;CSIRO Division of Soils, Glen Osmond, SA. Character and origin of ferruginous voidal concretions in weathered Triassic sediments of the Telford Basin, South Australia [abstract]. Paper delivered at the 10th International Clay Minerals Conference (Adelaide, SA: 1993). Book of Abstracts. 1993: p.0-21. BRASIL. Folha SC.21 - Juruena. Projeto RADAMBRASIL. Secretaria Geral. Lev. De Rec. Naturais. Rio de Janeiro: Ministério das Minas e Energia 1980. BRINKMAN, R. Ferrolysis, a hydromorphic soil forming process. Geoderma, 3:199-206, 1970. CHAPAMAN, S. L. & HORN, M. E. Parent material uniformity and origin of silty soils. In: northwest Arkansas based on Zr, Ti contents. Proc. Soil Sci. Soc. Am. 32:265-271, 1968. CHEN, J. e GABELMAN, W. H. Morphological and physiological characteristics of tomato roots associated with potassium-acquisition efficiency. Sci. Hortic., 83:213-225, 2000.

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