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1 INTRODUÇÃO AO INTEMPERISMO LATERÍTICO E À LATERITIZAÇÃO Marcondes Lima da Costa, ver. 25.09.2019 Capítulo V do livro: PROSPECÇÃO GEOQUÍMICA DE DEPÓSITOS MINERAIS METÁLICOS, NÃO METÁLICOS, ÓLEO E GÁS. OTAVIO LICHT, Carlos Siqueira Bandeira Mello, Cássio Roberto da Silva.. Rio de Janeiro: Sociedade Brasileira de Geoquímica - SBGq / CPRM - Serviço Geológico do Brasil , p. 199-244. ISBN 9788574990. Vide arquivo pdf. 2 INTRODUÇÃO AO INTEMPERISMO LATERÍTICO E À LATERITIZAÇÃO Marcondes Lima da Costa Professor da Universidade Federal do Pará e Pesquisador do CNPq 2007 3 SUMÁRIO RESUMO ABSTRACT INTRODUÇÃO OS LATERITOS COMO ROCHAS E A SUA DEFINIÇÃO NESTE TRABALHO A IMPORTÂNCIA DOS LATERITOS E DA LATERITIZAÇÃO Científica e Paleo-Ambiental Como Formador de Depósitos Minerais Impacto Sobre Agricultura Materiais de Construção A PAISAGEM DAS FORMAÇÕES LATERÍTICAS A ESTRUTURAÇÃO DAS FORMAÇÕES LATERITICAS EM HORIZONTES CARACTERÍSTICOS: A CONSTRUÇÃO DO PERFIL LATERÍTICO COBERTURAS MAIS FREQÜENTES ASPECTOS MINERALÓGICOS E TEXTURAIS Distribuição dos Minerais e sua Morfologia ao Longo do Perfil Laterítico COMPOSIÇÃO QUÍMICA E SUA RELAÇÃO MINERAL COM OS HORIZONTES E ROCHA-MÃE: GEOQUÍMICA BALANÇO GEOQUÍMICO MÉTODOS GEOCRONOLÓGICOS DE DATAÇÃO DAS FORMAÇÕES LATERÍTICAS IDADE E TEMPO DE FORMAÇÃO DE PERFIS LATERÍTICOS ISÓTOPOS DE OXIGÊNIO E HIDROGÊNIO FORMAÇÃO DE DEPÓSITOS MINERAIS Agradecimentos Referências Bibliográficas RESUMO Lateritos são produtos geológicos resultantes dos processos de lateritização, ou seja, formados pelo intemperismo tropical e paleotropical de rochas expostas à interação 4 atmosfera-hidrosfera, manifestando-se através de perfis lateríticos, coletivamente denominados de formações lateriticas. Os perfis são estruturados em horizontes típicos (crosta, horizonte mosqueado/argiloso, saprolito e rocha-mãe) resultantes da diferenciação textural, estrutural, mineralógica, química (domínio de Fe2O3, Al2O3, SiO2 e H2O, dominantemente) e isotópica durante a formação do perfil ao longo do tempo geológico (desde o Proterozóico) em vários eventos distintos. Também são importantes processos formadores de depósitos minerais (Al, Fe, caulim, Ni, Mn, Au, Pt, Ti, P, etc.) e materiais de construção, além de constituírem registros paleoambientais inestimáveis. Os lateritos ocorrem em várias regiões da Terra, expostos ou soterrados, em regiões continentais ou mesmo marinhas e oceânicas, que embora formados desde o Proterozóico, concentram-se primordialmente no Cenozóico, nas atuais zonas intertropicais. Os perfis podem ser truncados pela erosão, transportados, deformados por tectônica, alterados por metamorfismo, diagênese e pedogênese, imprimindo-lhes mudanças mineralógicas, químicas e texturais. Estudo de detalhes das características texturais, mineralógicas e geoquímicas permitem identificar a natureza da rocha-mãe e ainda o grau evolutivo dos perfis. As datações por 40Ar/39Ar em OHMn, (U-Th)/He em goethita e técnicas de paleomagnetismo mostram que de fato os lateritos conhecidos são dominantemente do Cenozóico. ABSTRACT Laterites are geologic products of the lateritisation processes, resulting of the tropical and paleotropical weathering of exposed rocks to the interaction atmosphere- hydrosphere, showing through lateritic profiles, collectively denominated of lateritic formations. The profiles are structured in typical horizons (crust, mottled and/or clay horizon, saprolite and parent-rock), which are resultants of the texture, structural, mineralogical, chemistry (domain of Fe2O3, Al2O3, SiO2 and H2O and isotopic differentiation during the formation of the profile along the geological time (since the Proterozoic) in several events. During this process several important ore mineral deposits (Al, Fe, kaolin, Ni, Mn, Au, Pt, Ti, P, etc.) and construction materials can be formed, besides they constitute invaluable paleoenvironmental records. The laterites occur in several areas of the Earth in continental areas or marine, exposed or buried. Although they 5 were formed from Proterozoic, they concentrate mainly on Cenozoic, in the current intertropical zones. The profiles can be truncated by the erosion and transport, deformed for tectonic, altered by metamorphism, diagenesis or pedogenesis, printing them mineralogical changes, chemistries and textures. Textures, mineralogical and geochemical investigations allow identifying the parent-rock nature and stilling the evolutionary degree of the profiles. The 40Ar/39Ar in OHMn, (U-Th)/He in goethite and paleomagnetism techniques show that in fact the well-known laterites are of Cenozoic age, principally. Palavras-Chaves: Laterito, intemperismo laterítico, depósitos minerais lateríticos. 6 INTRODUÇÃO Há exatamente 200 anos atrás, em 1807, Buchanan publicava as suas impressões sobre os materiais encontrados na região de Malabar, Estado de Kerala, no sudoeste da Índia, até então não registrados pelo mundo geológico, e que ele denominara de LATERITO: "What I have called indurated clay .... is one of the most valuable materials for building. It is diffused in immense masses, without any appearance of stratification and is placed over the granite that forms the basis of Malayala. It is full of cavities and pores and contains a very large quantity of iron in the form of red and yellow ochres. In the mass, while excluded from the air, it is so soft, that any iron instruments readily cuts it, and it dug up in square masses with a pick-axe, and immediately cut into the shape wanted with a trowel or large knife. It very soon after becomes as hard as brick, and resists the air and water much better than any bricks that I have seen in India... The most proper English name would be laterite, from lateritis, the appellation that may be given to it in science”. Later, do latim, que significa tijolo. Até hoje se continua cortando este material para produção de tijolos, endurecidos quando expostos em condições ambientais e sob o calor do sol, de forma artesanal (Kasturba et al, 2007). Os perfis lateríticos de Malabar derivam de basaltos, charnoquitos, gnaisses graníticos, entre outras, e se assemelham aos perfis lateríticos imaturos de Costa (1991) e amplamente distribuídos na América do Sul, em várias regiões da África, Austrália, e muitas ilhas e arquipélagos dos oceanos Índico e Pacífico. Representam assim os perfis lateríticos mais freqüentes encontrados na face da Terra. Harrassowitz (1926) dedica um longo e à época completo texto ao intemperismo laterítico (Lateritverwitterung), enaltece o crescente conhecimento de então sobre lateritos, ressaltando as contribuições de Meigen’s (1911) e de Guillemain (1905) (in Harrassowitz, 1926), de Lacroix (1913), Fox (1923) na Índia e de Walther (1915) na Austrália, cujo perfil descrito se tornou um clássico, semelhante ao de Buchanan, e portanto aos imaturos de Costa (1991), ressaltando a formação de linhas de pedras a partir do desmantelamento de veios de quartzo que atravessavam a rocha-mãe, e ainda a degradação, erosão e transporte da crosta ferruginosa, depositada em paleocanais, que ele reconhece como lateritos 7 alóctones. Suas descrições, seus dados mineralógicos e químicos, e as interpretações deixadas são proféticas, pois até a presente data, se apresentam como atuais. Ele também foi capaz de identificar inclusive os processos de alterações dos lateritos e lateritos bauxíticos, e de demonstrar em detalhe como coberturas posteriores, tipo carvão e sedimentos de pântanos, modificaram a mineralogia e a composição química dos mesmos. Provavelmente este trabalho não tenha tido maior penetração na literatura internacional,em decorrência do idioma em que foi escrito, o alemão. Schellmann (1983) ao cumprir a filosofia do projeto IGCP 129 patrocinado pela UNESCO, após a realização de três Simpósios Internacionais sobre os Processos de Lateritização (Trivandrum, India, 12/1979; São Paulo, Brasil, 07/1982; Tokyo, Japan, 10/1985.) propôs a seguinte definição para os lateritos: : Laterites are products of intense sub aerial rock weathering. They consist predominantly of mineral assemblages of goethite, hematite, aluminum hydroxides, kaolinite minerals and quartz. The SiO2: (Al2O3 + Fe2O3) ratio of a laterite must be lower than that of the kaolinized parent rock in which all the alumina of the parent rock is present in the form of kaolinite, all the iron in the form of iron oxides and which contains no more silica than is fixed in the kaolinite plus the primary quartz. Para tal fim apresentou uma fórmula matemática, para determinação de um índice, indicador de intemperismo laterítico: (ri) = SiO2/ (Al2O3 + Fe2O3). Este até hoje não teve ampla aceitação no mundo científico, por não ter aplicação prática, pelo fato das formações lateríticas derivarem dos mais diversos tipos de rochas, se refletindo em grande diversidade química e mineralógica. Schellmann (1983) também identificou distintos graus de lateritização com base no diagrama SiO2 – Al2O3 – Fe2O3 (Figura 5.1), classificando em kaolinisation (não sendo entendido como parte da lateritização), week lateritisation (lateritização incipiente), moderate laterisation (lateritização moderada), e strong lateritisation (lateritização intensa), o que representa a continua perda de SiO2 e o relativo ganho de Al2O3 e Fe2O3. Bourman & Ollier (2002) discordam frontalmente da definição de Schellmann (1983), mostrando que a base química não representa a amplitude química dos lateritos, constituindo uma simplificação muito grande e além de exigir análises químicas, que não 8 estão disponíveis no campo, portanto a definição não teria praticidade. O diagrama da figura 5.2 proposto por Bourman & Ollier (2002) ilustraria a não praticidade desta definição. Além disso, segundo Bourman & Ollier (2002) Schellmann (1983) pressupõe que os perfis lateríticos sejam uniformes e formados simplesmente por movimentos verticais, por exemplo, a subida e descida do Fe. Figura 5.1– Diagrama ternário SiO2 – Al2O3 – Fe2O3 mostrando a classificação dos lateritos derivados de granitos e gnaisses graníticos, em caulinização (ou caulinitização), lateritização incipiente, lateritização moderada e lateritização intensa, segundo Schellmann (1983) e criticado por Bourman & Ollier (2002). 9 Figura 5.2 – Diagramas SiO2 – Al2O3 – Fe2O3, que representam respectivamente quartzo, gibbsita e hematita + goethita + maghemita, e ressaltam os diferentes materiais encontrados na zona ferruginosa dos perfis lateríticos, no entanto, com domínio maior de SiO2 e Fe2O3, convergindo assim para as zonas da caulinitização e da lateritização incipiente e moderada de Schellmann (1983). Modificado de Bourman & Ollier (2002). Para Bárdossy & Aleva (1990) os lateritos são produtos do intemperismo superficial ou próximo a superfície do terreno, de grande distribuição geográfica ao longo das regiões tropicais atuais da Terra, complementando a definição de Schellmann (1983), a qual os autores absorvem em sua essência. 10 Tardy (1993) propõe: “Le terme latérite sera utilisé dans son sens le plus large pour désigner tous les matériaux meubles ou indurés qui constituent les sols, les horizons superficiels ainsi que les horisons profonds des profils d’altération du milieu intertropical actuel et des paléomilieux tropicaux anciens”. Mas reconhece ainda vários problemas seculares (controvérsias) não resolvidos até a atualidade. Recentemente Freyssinet et al (2005), em abrangente trabalho de revisão sobre a importância econômica dos processos de lateritização, assim definem a lateritização (eles não se reportam aos lateritos, mas a lateritização): “Lateritization is a weathering process, occurring under humid tropical climates, leading to the dissolution of most soluble elements, such as K, Na, Mg, Ca, and some Si, and accumulating less soluble elements, such as Fe and Al. The principal deposits of this type are bauxite, Ni (Co) laterite, and lateritic and saprolitic Au deposits, as well as some depoists of iron ore, Mn, Nb and/or phosphate, Pt, and U. Many of these commodities (e.g. Ni, Co, Al, U, Nb) have only been known to science in the last two centuries. Unlike gossans, most of the lateritic supergene deposits tend to be low grade, large tonnage, and, in the case of bauxite and Ni laterite, derived from sources that, although having high metal abundance, could not themselves necessarily be regarded as ores”. A própria enciclopédia digital on line Wikipedia em março de 2007 apresentava a seguinte definição para os lateritos: “Laterite is a surface formation in hot and wet tropical areas which is enriched in iron and aluminum and develops by intensive and long lasting weathering of the underlying parent rock. Nearly all kinds of rocks can be deeply decomposed by the action of high rainfall and elevated temperatures. The percolating rain water causes dissolution of primary rock minerals and decrease of easily soluble elements as sodium, potassium, calcium, magnesium and silicon. This gives rise to a residual concentration of more insoluble elements predominantly iron and aluminum. http://en.wikipedia.org/wiki/Parent_rock 11 Laterites consist mainly of the minerals kaolinite, goethite, hematite and gibbsite which form in the course of weathering. Moreover, many laterites contain quartz as relatively stable relic mineral from the parent rock. The iron oxides goethite and hematite cause the red-brown color of laterites. Laterites covers have mostly a thickness of a few meters but occasionally they can be much thicker. Their formation is favoured by a slight relief which prevents erosion of the surface cover. Laterites occurring in non-tropical areas are products of former geological epochs. Lateritic soils form the uppermost part of the laterite cover; in soil science specific names (oxisol, latosol, ferallitic soil) are given for them…. Laterites can be as well soft and friable as firm and physically resistant. Indurated varieties are sometimes cut in blocs and used as brickstones for house-building. The term laterite which is derived from the Latin word later = brickstone is given because of this usage. Most of the Khmer temples at Angkor are built with laterite and have survived for over 1000 years. Hardened laterite varieties are also applied for the construction of simple roads (laterite pists). Nowadays solid lateritic gravel is readily put in aquaria where it favors the growth of tropical plants. Lateritization is economically most important for the formation of lateritic ore deposits. OS LATERITOS COMO ROCHAS E A SUA DEFINIÇÃO NESTE TRABALHO Para Bárdossy & Aleva (1990) os LATERITOS são produtos do intemperismo. Comentam que, enquanto os pedólogos os têm como solos, os engenheiros os consideram como material de construção ou fundação e os geólogos, como eles dois, entendem como ROCHAS. Esses autores recomendam o estudo dos lateritos como ROCHAS e assim abordam em seu livro “Lateritic bauxites”. Desta forma os lateritos constituiriam o QUARTO GRUPO DE ROCHAS. Os lateritos seriam rochas residuais com uma composição mineralógica e química, além de texturas distintas de sua rocha-mãe. Portanto não podem ser considerados nem como rochas ígneas nem como sedimentares, e nem metamórficas. Este novo grupo de rochas requer sua classificação própria,terminologia e nomenclatura descritiva. http://en.wikipedia.org/wiki/Kaolinite http://en.wikipedia.org/wiki/Goethite http://en.wikipedia.org/wiki/Hematite http://en.wikipedia.org/wiki/Gibbsite http://en.wikipedia.org/wiki/Quartz http://en.wikipedia.org/wiki/Oxisol http://en.wikipedia.org/wiki/Angkor http://en.wikipedia.org/wiki/Ore 12 Aleva (1981) já havia proposto uma nomenclatura para as formações lateriticas com base nos seus principais minerais formadores, gibbsita, caulinita e hematita+goethita (Figura 5.3). Esta nomenclatura, que também é classificatória, apresenta-se como uma boa aproximação do que hoje se entende por lateritos, no entanto, não tem tido aceitação na literatura. Figura 5.3 – Nomenclatura das distintas variações químico-mineralógicas (em termos de gibbsita, caulinita e hematita + goethita + maghemita) proposta por Aleva (1981). No presente trabalho os LATERITOS serão vistos como produtos geológicos resultantes dos processos de lateritização, ou seja, como rochas, formadas pelo intemperismo tropical e paleotropical a partir de qualquer tipo de rocha exposta à 13 superfície dos terrenos ou próximo destes, sendo identificados através de perfis lateríticos, denominados coletivamente de formações lateriticas. Esses perfis são estruturados em horizontes típicos (crosta, horizonte mosqueado/argiloso, saprolito e rocha-mãe) que resultam da diferenciação textural, estrutural, mineralógica, química (Fe2O3, Al2O3, SiO2 e H2O, dominantemente) e isotópica durante a formação do perfil ao longo do tempo geológico (desde o Proterozóico) em vários eventos distintos. Como conseqüência são importantes processos formadores de depósitos minerais (Al, Fe, caulim, Ni, Mn, Au, Pt, Ti, P, etc.) e materiais de construção, além de constituírem registros paleoambientais inestimáveis. A IMPORTÂNCIA DOS LATERITOS E DA LATERITIZAÇÃO Científica e Paleo-Ambiental Mesmo não sendo materiais de atraente aparência os lateritos ou os produtos da lateritização têm atraído à atenção de pesquisadores em todos os continentes, principalmente nos terrenos da África, Ásia (Índia e Filipinas), Austrália e Nova Caledônia e América do Sul (Brasil, Venezuela, Colômbia, Guiana Francesa e Suriname) e países do Caribe, com importantes depósitos minerais (Fe, Al, Mn, Ni, Au, etc.). Entre os inúmeros trabalhos destacam-se, além de Buchanan (1807) na Índia, Harrasowitz (1926) na Índia, África e Alemanha; Maignien (1966), Millot (1970), Thomas (1974), McFarlane (1976), Leprun (1979), Chauvel & Pedro (1978), Buedel (1982), Beauvais (1989), Lecomte e Colin (1989), Nahon (1991), Tardy & Rocquim (1998), Tardy (1993), Schellmann (1980a, b, 1983), Freyssinet (1993, 1994), Freyssinet et al (1989 a, b) na África, Ásia e América do Sul; na Austrália Smith & Perdrix (1983), Butt (1988) e Butt & Zeegers (1992), Robertson & Butt (1997), Mann (1984), Davy. & El-Ansary (1986), Anand & Paine (2002); a velha Europa também tem sido motivo de várias pesquisas desde os primórdios até o presente, surpreendendo com ocorrências geologicamente antigas e exóticas, estudadas por Harrassowitz (1926), Valeton (1972), Bardossy & Aleva (1990); na Rússia também vários trabalhos se destacam, infelizmente muito em russo como Petrov (1967) e Mikhailov et al (1981) in Bárdossy & Aleva (1990). Estes exploram de forma abrangente os lateritos bauxíticos e outros tipos de forma muito abrangente. No Brasil podem ser citadas as 14 contribuições de Dennen & Norton (1977), Costa & Sá (1980), Kotschoubey & Truckenbrodt (1981), Truckenbrodt et al (1982, 1991), Melfi et al. (1988), Lucas (1989), Costa (1982, 1997), Oliveira (1990), Tardy et al (1991), Oliveira et al. (1992), Angélica & Costa (1993), Angélica et al (1996), Ruffet et al (1996), Oliveira & Valente (1993), Costa et al (1993, 1999), Vasconcelos et al (1994), Porto & Hale (1996), Costa & Araújo (1996), Horbe & Costa (1997), Boulangé et al (1997), Carvalho et al (1997), Costa & Moraes (1998), Oliveira & Umbernon (1998), Horbe & Costa (1999 a, b), Kotschoubey et al (1996, 2005), Toledo et al (2004), Shuster et al (2005), Salagado (2006) e Daniel et al (2006). As formações lateriticas cenozóicas são frequentemente encontradas no grande cinturão intertropical atual, situado entre 30º Sul e 30º Norte do Equador (Figuras 5.4 a 5.6). A zona intertropical ocupa cerca de 40 % das terras emersas e destas, 33 % são cobertas por formações lateriticas (Tardy, 1993). Elas representam as zonas de formação de gibbsita (alitização) e caulinita (monossialitizaçãao), além de suas ocorrências em terrenos atualmente situados além dos limites desta zona. Este grande domínio areal de lateritos na zona intertropical atual fez como que muitos pesquisadores pensassem que os lateritos estariam apenas relacionados com esta zona intertropical, tendo-os como formações recentes e mesmos atuais. Quando formações antigas foram encontradas, as denominaram de paleolateritos, termo desnecessário. As formações lateríticas já conhecidas estendem-se além deste cinturão, sendo encontradas em várias regiões, aparentemente imprevisíveis para estas rochas, que, no entanto estão indicando que as mesmas foram, ao tempo de sua formação, palco de clima tropical a subtropical. Perfis lateríticos têm sido encontrados na Rússia cobertos por rochas sedimentares, carvão e derrames basálticos, no deserto de Israel, Grécia e na Turquia, metamorfizados; na Irlanda, no fundo do Oceano Atlântico recobertos com sedimentos; no Grupo Olifantshoek do Proterozóico da África do Sul, também metamorfizados; no Middle Timan, Rússia, metamorfizados durante o Devoniano (Mordberg, 1999). No Brasil as ocorrências lateríticas, ainda que as mais antigas sejam datadas do limiar Mesozóico-Cenozóico, as mesmas ainda se encontram no domínio da atual zona intertropical. Os lateritos bauxíticos, os mais abundantes, mesmo nos primórdios da lateritização, e por conta disto, se apresentam em perfis autóctones e alóctones em superfícies paleocársticas (transportados a curta distância, depósitos cársticos), a longa 15 distância da área-fonte, classificados como tipo Tikhvin (local típico na Rússia), que estão recobertos por sedimentos do Carbonífero Inferior (Bárdossy & Aleva, 1990). Figura 5.4 – Distribuição geográfica dos principais tipos de depósitos de bauxitas: lateríticos(L) (1); cársticos (2); tipo Tikhvin (3); e delineamentos das províncias e lateritos bauxíticos (4), cársticos (5) e Tikhvin (6). Bárdossy & Aleva (1990). As diferentes zonas climáticas atuais que foram relacionadas com o seu mineral sub-superficial dominante (Figura 5.6), também entendido como atual, (Strakhov, 1967; Thomas, 1974 e modificada por Toledo et al, 2000), aqui denominadas de zonas minerais, são ao todo sete, em que duas delas, alitização e monossialização (Figura 5.7), constituem as áreas de domínio das formações lateriticas cenozóicas. Estas duas zonas minerais corresponderiam às zonas morfoclimáticas atuais, tropical e peritropical, de Buedel (1982) (Figura 5.5). Nelas encontra-se a grande maioria dos lateritos cenozóicos e, como conseqüência, a maioria dos depósitos minerais lateríticos (Figura 5.4). No entanto a zona identificada como alitização (formação de gibbsita e/ou boehmita), na América do Sul, com grande destaque para a Amazônia, não é no todo verdadeira, pois nesta zona as gibbsitas estão claramente sendo transformadas em caulinitas, ao lado de Al-goethita. Tudo indica 16 que ela corresponde à zona de monossialitização (formação de caulinita com goethita → latossolos), enquanto a zona de alitização ocupa justamente a zona da monossialitização, que não seria tão ampla quanto está indicada no mapa (Figura 5.6).Figura 5.5 - Distribuição geográfica das zonas morfoclimáticas atuais segundo Buedel (1982) e sua relação com as formações lateríticas antigas (dominantemente cenozóicas) e atuais. 17 Figura 5.6 – Distribuição das diferentes zonas segundo os produtos minerais resultantes do intemperismo: zona de alitização (formação de gibbsita boehmita), de monossialitização (formação de caulinita), de bissialitização (formação de argilominerais 2:1). Modificado de Strakhov (1967), Thomas (1974) e Toledo et al (2000). As duas primeiras zonas corresponderiam a lateritização. 18 Figura 5.7 – A dependência entre os distintos de perfis de intemperismo e as principais zonas morfoclimáticas, caracterizadas através de valores peculiares de temperatura, precipitação, evaporação e vegetação, segundo o diagrama de Strakhov (1967), modificado por Costa (1982) e Toledo et al (2000). As formações lateríticas constituem desta forma valiosos registros geológicos para estudos paleo-climáticos e paleo-ambientais, empregados com sucesso por Gutzmer & Beukes (1998), ao concluírem que condições de vegetação terrestre já se manifestaram em pleno Paleo-proterozóico na atual África do Sul; Hill et al (2000) da mesma forma identificou ambiente tropical há 51 Ma em terrenos da Irlanda do Norte, incompatível com o seu clima atual. Por sua vez as extensas crostas lateríticas ferruginosas que se espalham pela Amazônia mostram que em várias de suas áreas instalou-se por longo tempo clima semi-árido e cobertura de savana, enquanto em outras, com formações lateríticas encimadas por espessos pacotes de latossolos, dominou longo período de clima tropical quente e úmido, com densa cobertura florestal. As antigas formações lateríticas reliquiares do Nordeste do Brasil, com crostas ferruginosas aflorantes por outro lado, mostram que a região foi sucedida por clima semi-árido há muito tempo, numa ligeira aproximação com os terrenos Australianos. Como Formador de Depósitos Minerais Os processos de lateritização e os seus produtos têm se constituídos em valiosos materiais geológicos formadores e portadores de importantes mineralizações e depósitos minerais no mundo inteiro, e especialmente nas formações lateriticas do Cenozóico, mais óbvias. Toda reserva e produção mundial de alumínio vem de formações lateriticas; grande parte das reservas de níquel-cobalto, manganês, ferro, caulim estão intimamente relacionadas às formações lateriticas. Várias jazidas de ouro, platinóides, fosfatos, titânio, cassiterita, etc. foram descobertas em perfis lateríticos, que levaram conseqüentemente a descoberta de seus depósitos primários. No Brasil a lateritização contribuiu para a formação de muitos de suas jazidas minerais de ferro, alumínio, manganês, caulim, fosfatos e níquel- cobalto. Infelizmente as pesquisas sobre lateritização no Brasil esmaeceram a partir do final 19 dos anos 1980, e o novo reaquecimento da economia mundial a partir dos anos 2000 está mostrando a gravidade desta letargia. Impacto Sobre Agricultura Regiões com terrenos superficiais cobertos por formações lateriticas completas, portanto com exposição das crostas, apresentam baixa fertilidade, e pouco apropriadas para agricultura. As crostas ferruginosas, ferro-aluminosas e aluminosas são deste modo uma barreira à agricultura; se intemperizadas, com conseqüente desenvolvimento de latossolos e podzólicos, podem ser empregadas para este fim, embora se faça necessário o uso de fertilizantes e corretivos. Os latossolos e podzólicos derivados do topo dos perfis lateríticos constituem os solos dominante da Amazônia, e parte do Cerrado e do Planalto Brasileiro, que se tornaram celeiros da agricultura mecanizada, com emprego de fertilizantes, irrigação e cultivares apropriados. Por sua vez perfis lateríticos truncados, erodidos ao nível do saprolito, que ao exporem porções das rochas primárias apenas parcialmente intemperizadas, em tempos recentes, ainda ricas em nutrientes, têm ampla ocorrência na Amazônia, no Nordeste e no Brasil Central, sendo responsáveis pelos vários bolsões de terras férteis nestas regiões, O próprio homem pré-histórico identificou as nuances geológicas da alteração dos perfis lateríticos, ao desenvolver a agricultura sobre terras firmes esculpidas sobre solos derivados do topo de perfis lateríticos. Para suprir as suas deficiências incorporaram intencionalmente ou não, restos orgânicos, que mais tarde melhoravam a nutrição destes solos (solo tipo Terra Preta de Índio) (Kaempf & Kern, 2005). Também ocuparam as encostas ou áreas erodidas, que expuseram a zona mosqueada e saprolítica dos perfis, com melhor fertilidade natural. Estes procedimentos permanecem até os dias atuais em grande parte da Amazônia. Materiais de Construção Foi o uso dos lateritos como materiais de construção, tijolos, que levou Buchanan a sua descrição geológica pela primeira vez. Isto há 200 anos atrás. No entanto os materiais lateríticos vêm sendo empregados em construção, desde que o homem começou a empregar rochas como artefatos e como abrigo, ainda no Paleolítico. No nordeste do Pará, no vale do rio Piriá, cavernas esculpidas em crostas lateriticas ferro-aluminosas, serviram de abrigo ao 20 homem pré-histórico, da mesma forma que em Carajás, com grande riqueza em artefatos líticos, alguns confeccionados em ametista, que foi encontrada em Alto Bonito, na mesma região, onde é lavrada atualmente. Ao norte do Amapá o homem pré-histórico fez escavações sob a crosta laterítica para guardar urnas funerárias cerâmicas com os restos mortais de entes queridos. Mesmo o homem histórico empregou os lateritos para construção de casas robustas, palácios, igrejas, pontes, e mais recentemente estradas. A igreja de Santo Alexandre em Belém do Pará tem suas sólidas paredes de quase 1 m de espessura, e com quase 300 anos de construção, formadas de fragmentos de crostas ferruginosas, encontradas na região. O próprio Forte do Castelo, o berço da cidade de Belém, 1616, ao lado do qual está a Igreja de Santo Alexandre, foi estabelecido sobre um perfil laterítico imaturo completo, e dele suprimido rocha para construção da base e paredes de seus prédios que sucederam; entre outros muitos exemplos. A profa. Dra. Adriana Maria Coimbra Horbe captou na Austrália imagens de prédios modernos com paredes confeccionadas com crostas lateriticas ferro-aluminosas, em um assentamento de muito bom gosto (Figuras 5.8 a e b). Os lateritos continuam hoje como agregados de asfalto e concreto (Brasil, principalmente no Acre, e países da África), onde não há disponibilidade de brita a custo acessível, infelizmente, em certos casos em fase de exaustão. Figura 5.8 – Igreja com paredes erigidas com blocos de crosta laterítica ferro-aluminosa nodular na Austrália Ocidental. A direita detalhe das paredes formadas por crostas pisolítica-concrecionária. Imagens capturadas pela profa. Dra. Adriana Maria Coimbra Horbe em 2007. 21 A PAISAGEM DAS FORMAÇÕES LATERITICAS - Está arraigada na literatura que a paisagem típica das formações lateriticas é aquela de platô ou de relevo ligeiramente ondulado. E isto é verdadeiro para os lateritos de idade mais jovem, do Cenozóico, que ainda guardam forte relação com a paisagem representada por superfície relativa mais elevada, ondulada, ligeiramente entalhada pela drenagem, que propicia a movimentação química dentro do perfil de intemperismo. Enquanto na Amazônia e mesmo na África Equatorial os platôs quilométricos foram esculpidos sobre formações lateriticas com bauxitas e caulim (Paragominas-Tiracambu, Carajás, Trombetas-Alenquer-Juruti, Jarí, Pitinga), na AustráliaOcidental os mesmos ocupam extensa planície, com alguns inselbergs. O prolongado regime semi-árido a árido que se seguiu a lateritização, promoveu a peneplanização de grande extensão desta porção daquele País. No Brasil grandes platôs com coberturas lateriticas estendem-se além dos limites da Amazônia, como aqueles ao norte de Minas Gerais (região de Capelinha), no Planalto Central, no Distrito Federal e em Goiás (Figura 5.9). Muitos corpos lateríticos se expressam na forma de morros, colinas, serras alongadas (Serra do Navio-AP; Piriá-Barreiras-PA; Niquelândia-GO; Onça-Puma- PA; Capitão Gervásio-PI), platôs sub-circulares (Maicuru e Maraconaí-PA; Araxá-MG); e mesmo ilhas (Itacupim-PA, Trauira e Tralhoto-MA). Outros estão submersos pelos mares e oceanos, lagos e rios. No entanto a maioria dos autores tem sido singular em reconhecer que paisagem constituída por relevo topograficamente mais elevado, ligeiramente ondulado, tectonicamente semi-estável, em soerguimento, mas com velocidade em equilíbrio com a velocidade de intemperismo tropical, são as condições mais adequadas para o desenvolvimento de formações lateriticas. Em geral durante a lateritização há uma tendência a peneplanização, ou seja, a lateritização está intimamente relacionada com as superfícies de aplanamento (Figura 5.10). A mais expressiva já reconhecida na América do Sul, relacionada com as formações lateriticas, é a superfície Sul Americana (Figura 5.10), se estendendo pelo Suriname, Guiana, Guiana Francesa, Venezuela e Brasil. No entanto a mais antiga relacionada com a lateritização, especialmente na Venezuela e Guiana, é a superfície ou nível Gondwana, do Cretáceo. Isto mostra que a lateritização começou em terrenos ao norte da Amazônia Brasileira, e avançou para sul, com o deslocamento da zona intertropical de norte para sul, por conta da deriva do continente sul-americano de sul para 22 norte, como demonstrado por Tardy et al (1991). Datações radiométricas, embora os dados sejam poucos, estão comprovando as observações geológicas oriundas das superfícies de aplanamento. As grandes reservas de lateritos bauxíticos, além de fosfatos de alumínio, da Amazônia brasileira, se estabeleceram apenas a partir do Eoceno durante a superfície ou nível Velhas Antigo. A lateritização retomou com intensidade também no Mioceno, em toda região, porém sem formação de bauxitas e/ou fosfatos de alumínio, sob o regime da superfície ou nível de aplanamento Velhas Novo ou seus equivalentes nos países vizinhos ao norte. Embora não reconhecido claramente, a lateritização se estendeu até o Pleistoceno (Costa, 1991), ligada à superfície Paraguaçu. Salvo modificações promovidas pela neotectônica, o que é bastante marcante na Amazônia Brasileira, à medida que se avança nas fases de lateritização mais jovens, a altitude das superfícies torna-se cada vez mais baixa (Figura 5.10). Em áreas de forte movimentação neotectônica, como a região do Gurupi, arredores de São Luiz e norte de Manaus, entre outras, isto não se aplica. 23 Figura 5.9 – Paisagem de topo de platô. a) imagem de satélite da estrutura circular Maicuru delineada por crostas lateríticas; b) platôs na região de Capelinha-MG, entre 1000 e 1100 m com solos e crostas; c) platôs do planalto central, Brasília, com solos vermelhos a hematita, gibbsita e caulinita. a b c 24 Figura 5.10 – Quadro evolutivo segundo as superfícies de aplanamento desde o Cretáceo Superior até o presente conforme os registros colhidos no Escudo das Guianas. À esquerda a escala do tempo em Ma, Períodos, Épocas, indicação de flutuação do nível do mar, Formações, polens, regressão-transgressão, clima. Bárdossy & Aleva (1990). A ESTRUTURAÇÃO DAS FORMAÇÕES LATERITICAS EM HORIZONTES CARACTERÍSTICOS: A CONSTRUÇÃO DO PERFIL LATERÍTICO As formações lateriticas distinguem-se dos demais tipos de rochas pela sua constituição em horizontes. A sucessão em horizontes é uma característica fundamental destas formações, daí porque se refere especificamente a um PERFIL LATERÍTICO. Uma dada região laterítica pode apresentar um perfil laterítico típico. Embora ainda perdure certa controvérsia na denominação final dos horizontes, os termos empregados pelos diferentes autores, escolas e regiões de estudo, se assemelham entre si. Quanto a sua sucessão, no entanto, não perdura qualquer dúvida (Figura 5.11). A maioria dos autores não assume o 25 horizonte saprolítico, como parte do perfil laterítico, exceto Bardossy & Aleva (1990), que o consideram como parte integrante do perfil laterítico típico. Não há, no entanto, perfil laterítico, sem o mesmo. Por conseguinte o horizonte saprolítico, neste trabalho, será considerado como parte integral e característica do perfil laterítico. A sua presença isolada, no entanto, não é suficiente para se definir um perfil laterítico. Portanto um perfil laterítico completo, autóctone, se faz constituir dos seguintes horizontes, do topo para a base, com pequenas variações segundo a histórica geológica de cada perfil: • A CROSTA (duricrust, iron crust, eisenkruste), • O MOSQUEADO, • O SAPROLÍTICO e • A ROCHA-MAE OU SUBSTRATO. Quando correlacionado com um perfil de solo pedogenético completo a crosta e o mosqueado seriam equivalentes ao PEDOLITO e o saprolito ao próprio SAPROLITO (Anand & Paine, 2002) . As coberturas como “lags”, solos diversos (tropicais, subtropicais e de ambiente árido), sedimentos, rochas sedimentares, derrames vulcânicos, bem como o perfil laterítico subjacente, constituem o REGOLITO (Figura 5.11), expressão amplamente empregada na Austrália, a partir da década de 1980, principalmente, no mapeamento e prospecção mineral. O termo laterito insistentemente utilizado para restringir ao material rico em óxi-hidróxidos de ferro, constituindo a crosta e seus produtos de alteração ou formação, não terá esta conotação no presente trabalho. 26 Figura 5.11 – Estruturação de perfil laterítico típico em horizontes e sua correlação com as diferentes nomenclaturas. Modificada de Anand & Paine (2002). Em um perfil laterítico alóctone, a seqüência de horizontes se apresenta invertida se a erosão e o transporte tiverem ocorrido de forma seqüencial e continuada, do contrário apresentar-se-á de forma irregular. A ROCHA-MAE OU SUBSTRACTO - Em princípio todo e qualquer tipo de rocha, incluindo os próprios horizontes dos perfis lateríticos precedentes, podem constituir a rocha-mãe ou o substrato dos perfis lateríticos. Fala-se tão somente de substrato, quando não há forte evidência de que as rochas imediatamente subjacentes ao perfil, sejam as geradoras do próprio perfil. E isto pode ser mais freqüente do que se imagina, pois 27 facilmente se é induzido a pensar que as rochas encontradas, tenham sido as mesmas que deram origem ao perfil sobreposto, admitindo assim que as mesmas fossem homogêneas tanto na vertical como na lateral. Isto é particularmente crucial quando se trata de rochas sedimentares e metassedimentares ou volcanossedimentares, principalmente se o perfil atinge grandes profundidades. Identificar a rocha-mãe dos perfis lateríticos é um as tarefas mais difíceis e intrigantes, e que têm desdobramentos muito importantes na cartografia geológica e na prospecção mineral. O HORIZONTE SAPROLÍTICO OU SIMPLESMENTE SAPRÓLITO – A frente de intemperismo norteia o início basal deste horizonte, que embora represente a rocha-mãe apenas parcialmente intemperizada, guardando as feições texturais e estruturais da mesma, permite identificar duas zonas principais: uma inferior, inicial,conhecida como saprocha (saprock) ou como saprolito grosso, onde menos de 20 % dos minerais primários foram intemperizados; é formada por blocos grandes da rocha, elaborados pelo intemperismo incipiente ao longo dos planos de fraquezas (fraturas, falhas, acamamento, contatos mineralógicos, vênulas, veios e vênulas, etc.) com a presença de argilominerais 2:1 (esmectitas, illitas) e ausência dos oxi-hidróxidos de ferro; outra superior, em passagem gradual, descrita normalmente como saprolito fino ou litomarge, em que os blocos da rocha-mãe são muito pequenos, imersos numa massa argilosa, que mesmo assim ainda preserva a estrutura da rocha-mae e o seu volume original, não havendo evidência de formação de plasma mineral, embora já contenha argilominerais 1:1, estando os oxi- hidróxidos ainda restritos. Em geral mais de 80 % dos minerais primários foram intemperizados. É uma zona geralmente muito mais espessa (profunda) do que a subjacente, embora esta característica não seja universal. O saprolito, por conta da quase ausência de oxi-hidróxidos de ferro, tem coloração clara, dominantemente. Em um perfil laterítico completo, em geral o saprolito representa o horizonte mais espesso. O HORIZONTE MOSQUEADO – Este horizonte representa a zona de ampla formação de plasma mineral, rico em caulinita e quartzo, com o mascaramento ou até completo desaparecimento das texturas e estruturas da rocha-mãe, colapso do volume, surgimento de muitos vazios, e colorida irregularmente com manchas de óxi-hidróxidos de ferro, tanto 28 hematita como goethita (Figura 5.12 a), que se adensam em direção ao topo do horizonte. Parece uma difusão limitada de soluções pontuais e descontinuas ricas em ferro, que se precipita como nanocristais de hematita em forma de agregados de “bananas” (Figura 5.12 b). Às vezes entre este horizonte e o saprolito grosso, encontra-se uma zona plásmica, ainda não mosqueada, de textura argilosa a arenosa. Em algumas situações o mosqueamento se dá diretamente sobre o saprolito fino. Isto pode estar refletindo as retomadas ou modificações dos perfis pré-existentes. Normalmente o horizonte mosqueado é mais delgado do que o saprolito subjacente, variando de 50 a 30 % do mesmo. É o horizonte colorido, com um fundo esbranquiçado, manchado aleatoriamente de vermelho a marrom. O horizonte mosqueado não se manifesta em perfis lateríticos derivados de rochas ricas em minerais de ferro, forma-se apenas um horizonte marrom rico em oxi-hidróxidos de ferro e caulinita. Portanto seria mais conveniente, caracterizar um horizonte argiloso (caulinita, com ausência de esmectita), em que a porção inferior seria ligeiramente manchada (zona pálida, arenosa), enquanto a superior é tipicamente mosqueada. Esta é normalmente a situação que ocorre, quando vários autores, em vez de reconhecer um horizonte mosqueado, referem-se tão somente a uma zona mosqueada. No conjunto se referem plasma argiloso. Saprolito e mosqueado deveriam ser considerados como um horizonte argiloso. a b 29 Figura 5.12 – a) Aspecto do mosqueamento do horizonte mosqueado; as manchas roxas tem 5 a 10 cm de diâmetro; b) imagem de MEV das manchas roxas formadas por agregados sub-esféricos constituídos por cristalitos de centenas de nanômetros de bananas de hematita. A CROSTA – Conhecida mais comumente na literatura internacional como duricrust, por vezes ferricrete, cuirasse, carapace ou iron crust, a crosta representa o horizonte tampão do perfil laterítico completo e autóctone, maturo ou imaturo. A crosta é a porção mais dura e compacta do perfil, bem como mais densa e que, quando aflora na superfície do terreno, empresta as formações lateríticas, feições positivas no terreno, devido a sua maior resistência a erosão. A crosta normalmente pode apresentar duas zonas distintas: uma inferior, nem sempre presente, formada por hidróxidos de alumínio e/ou fosfatos de alumínio, a crosta aluminosa ou bauxítica, ou simplesmente a bauxita. Muitas vezes sua expressão é tão forte em termos areais, de continuidade e de espessura, que pode ser considerada como um horizonte a parte, denominado de Horizonte Aluminoso ou Bauxítico ou de Fosfatos de Alumínio por Costa (1991), amplamente na literatura como bauxites. A zona superior está onipresente em perfis lateríticos completos, e caracteriza-se pelo domínio dos óxi-hidróxidos de ferro. Representa a verdadeira crosta ferruginosa, quando compacta e coesa. É o horizonte mais denso, com cor marrom a avermelhada intensa e característica, que se apresenta de várias formas texturais: nodular, pisolítica, brechóide e colunar a megacolunar. O padrão colunar muitas vezes se sobrepõe aos pré-existentes nodular, pisolítico e brechóide. Comumente o cimento dos nódulos, pisóides e fragmentos é formado de hidróxidos de alumínio e/ou de fosfatos de alumínio, ou ainda por plasma goethítico. A crosta nodular normalmente mostra uma derivação a partir do encouraçamento do horizonte mosqueado subjacente. Esta situação é muito freqüente e importante para o entendimento da evolução do perfil laterítico. Ao todo a crosta deve ser vista como o horizonte protetor do perfil laterítico. NATUREZA DOS PERFIS – Os perfis lateríticos podem ser autóctones e alóctones (Harrassowitz, 1926; Bardossy & Aleva, 1990; Costa 1991). Sua formação é simplesmente autóctone, mas muitos deles foram erodidos e depositados em depressões proximais, quando são ditos alóctones. Quanto ao grau de evolução reconhecem-se dois tipos, 30 enfatizados principalmente por Costa (1991): maturos e imaturos (Figuras 5.13, 5.14 e 5.1). Na Amazônia, na África Equatorial, na Índia e mesmo na Austrália estes dois tipos de perfis são facilmente delineados. Os perfis lateríticos maturos individualizam uma crosta aluminosa, seja bauxítica ou de fosfatos de alumínio, que parece ser a última unidade a se formar ao longo do perfil, ou seja, a se diferenciar. A prova disto é que tanto os hidróxidos de alumínio (gibbsita, diásporo) como fosfatos de alumínio (crandallita-goyazita, entre outros) ocorrem apenas como cimento e vênulas na crosta ferruginosa. Os perfis imaturos, independente da natureza aluminosa da rocha-mae, não desenvolvem esta zona ou horizonte. Figura 5.13 – Exposição de perfil laterítico imaturo derivado de rochas sedimentares (argilitos e arenitos argilosos) da formação Barreiras. No topo latossolos amarelos sobrepostos a crosta quartzo-ferruginosa colunar e na base horizonte mosqueado. Baía do Sol (Ilha de Mosqueiro, Belém-PA). COBERTURAS MAIS FREQÜENTES São inúmeras as coberturas de perfis lateríticos, destacando-se solos, sedimentos, rochas sedimentares e derrames vulcânicos. Na Amazônia predominam os solos, sedimentos e ainda rochas sedimentares (Figuras 5.14, 5.15 e 5.16). 31 Horizonte de Solo – A retomada do intemperismo tropical quente e úmido atinge inicialmente as crostas, podendo transformá-las em espessos pacotes de solo argiloso de tonalidade amarela a vermelha, conforme a abundância de goethita, Al-goethita e hematita . Na Amazônia e em várias regiões da África Tropical (Thomas, 1976), essas coberturas de solos atingem grande espessura, como quase 20m. Neste caso, a maioria parece ser alóctone, depositada sobre antigos horizontes concrecionários ou de linhas de pedras. Muitos depósitos de bauxita da Amazônia têm cobertura formada por solos desta natureza, de espessura variando entre 5 e 10 m, em que toda a crosta original foi consumida, além de parte da crosta bauxítica. Figura 5.14 – Estruturação geral dos perfis lateríticos completos na Amazônia, segundo Costa (1991), distingüindo-se perfis imaturos e maturos, confrontados entre si em termos de horizontes.32 Figura 5.15 – Perfis lateríticos maturos (abaixo) e imaturos, (acima) na Amazônia e suas principais coberturas, segundo Costa (1991). Lags - Os pesquisadores australianos denominam de lag ao material que se encontra espalhado aparentemente de forma aleatória à superfície do terreno, formado por fragmentos rochosos do perfil laterítico, em geral da crosta, constituído, portanto, de óxi- hidróxidos de ferro, preponderantemente, na forma de concreções, nódulos e pisóides, desprovido de matriz. Esse material é comum na Austrália Ocidental, onde reina clima árido a semi-árido e vegetação restrita a pequenos arbustos e gramíneas isoladas, palco de varrição pelos ventos e enxurradas casuais, que movimentam e eliminam os finos, acumulando ou espalhando os grossos. Os lags são registros valiosos para a prospecção mineral, como demonstram as recentes pesquisas australianas. No Brasil os lags são encontrados nos terrenos do semi-árido no Nordeste brasileiro, envolvendo o Piauí, Ceará, Bahia, Norte de Minas, Tocantins e ainda o Norte de Goiás e Mato Grosso, entre outros. A formação de lags recentíssimos pode ser vista nas caixas de empréstimo de construção de rodovia, quando os perfis lateríticos são decapeados e expostos a enxurradas. Nas regiões 33 lateriticas situadas atualmente sob clima tropical com densa cobertura floresta, os lags não se estabelecem. Horizonte Concrecionário – O desmantelamento químico físico da crosta leva a formação de um horizonte croncrecionário ferruginoso, com matriz argilosa amarela até vermelha ou marrom avermelhada. Este horizonte é muito freqüente em quase todas as regiões lateríticas, e sua espessura é muito variável, pois depende da histórica geológica pós- laterítica, da espessura da crosta pré-existente e das taxas de erosão. Localmente podem se formar espessos pacotes constituídos de concreções, nódulos e pisolitos, preenchendo paleocanais e paleodepressões, como no minério de ferro de N4 em Carajás, e em especial no minério de manganês laterítico do Azul desta mesma região. Localmente eles formavam depósitos com quase 80 m de espessura (!), situados em paleodepressões que atingiram a base do perfil laterítico (Costa et al, 2005). Linhas de Pedras – Em regiões lateríticas submetidas a histórias erosivas, é freqüente a ocorrência de ampla distribuição de linhas de pedras, cujos fragmentos são oriundos do desmantelamento das crostas, os materiais mais resistentes do perfil, e aqueles mais próximos da superfície. As linhas de pedras descrevem o paleo-relevo e informam sobre a natureza do perfil pré-existente. Por vezes, além dos fragmentos das crostas, ocorrem fragmentos da rocha-mae e matriz dos horizontes mosqueados e saprolítico. Em certas circunstâncias é possível identificar uma inversão no perfil laterítico, como mostram os excelentes afloramentos em rodovias nos arredores da cidade de São Luiz do Maranhão e na região do Pitinga-AM. Sedimentos – A presença de sedimentos e rochas sedimentares capeando e cancelando as formações lateriticas é muito mais freqüente do que se imagina, tendo ocorrido desde que estas rochas vêm se formando. Enquanto nas regiões lateríticas mais recentes predominam apenas sedimentos, nas mais antigas, estabeleceram seqüências sedimentares espessos, incluindo expressivos pacotes de carvão, por vezes derrames vulcânicos (Bárdossy & Aleva, 1990; Costa, 1991), estando bem exemplificados na Europa, na Rússia e na Austrália, e mesmo nos depósitos de caulim da Geórgia nos EUA e da Alemanha. No Brasil e em especial na Amazônia, essas coberturas sedimentares estão representadas geralmente por depósitos lacustres, fluviais, ou flúvio-lacustres, e ainda pantanosos. Em Carajás as crostas lateríticas ferruginosas serviram de substrato e ainda o são de inúmeros 34 lagos, com desenvolvimento de sedimentos constituídos por camadas alternadas de argila e de carbonatos (siderita), além de níveis terrosos com fragmentos líticos do perfil (Figura 5.1 e 5.15). Algumas das sucessões sedimentares foram inclusive relateritizadas. Outras formações lateríticas cobertas por sedimentos lacustres são encontradas em Seis Lagos no Amazonas, em Maicuru no Pará, ao longo do rio Madeira em Rondônia. Modificações do topo do perfil pela ação de ambiente pantanoso espalham-se por áreas extensas no alto rio Negro e na região do Gurupi no Pará-Maranhão. No sudeste do Brasil os lagos também têm sido descritos, com seus sedimentos lacustres depositados sobre formações lateríticas. Lagos e pântanos provocam severas modificações mineralógicas e texturais na crosta ferruginosa e aluminosa subjacentes, levando a formação de siderita e fosfatos de ferro, como vivianita, dufrenita, mitridatita, beraunita, etc (Costa, 1991). 35 a c b d e f 36 g h i j l m 37 Figura 5.16 – Exposições geológicas de coberturas tipo solo e sedimentos bem como modificações estruturais provocadas por movimentos neotectônicos na Amazônia. a) cobertura tipo latossolo amarelo desenvolvido em geral sobre substrato bauxítico, Igarapé Bahia, Carajás-PA; b) cobertura tipo latossolo amarelo sobre bauxitas nodular, aurífera, em Cassiporé-AP; c) cobertura tipo latossolo vermelho derivado de crosta ferruginosa com fragmentos de gossans, Igarapé Bahia, Carajás-PA; d) cobertura tipo latossolo marrom avermelhado desenvolvido sobre crosta ferro-aluminosa, Igarapé Bahia, Carajás-PA; e) paleosuperfície delimitada por linha de pedra derivada de crosta laterítica ferro-argilosa imatura, Alça Viária, Belém-PA; f) detalhe da camada de linha de pedra, imagem anterior; g) frente de deferrificação (superfície linear irregular) invadindo paleo-horizonte mosqueado, como indicativo de que se comportou posteriormente como substrato de superfície hidromórfica, com enriquecimento em quartzo e caulinita, BR-174, às proximidades de Manaus-AM; h) cobertura sedimentar estratificada depositada sobre perfil laterítico truncado ao nível do mosqueado, em Israel; i) lago desenvolvido sobre espessa crosta ferruginosa, Seis Lagos-AM; j) seqüência sedimentar formada por alternância de argilitos (cinza) e siderititos (marrom amarelado), sobre crosta laterítica férrica em N4- Carajás-PA; l) seção geológica simplificada mostrando a intensa atividade neotectônica que atingiu os perfis laterítico, município de Manaus-AM, segundo Fernandes et al (1997); m) exposição da porção superior do perfil laterítico com os horizontes (solo, crosta e mosqueado) deslocados por falhamento normal, município de Manaus-AM. ASPECTOS MINERALÓGICOS E TEXTURAIS Quando se faz referência à mineralogia das formações lateríticas os minerais que se destacam são apenas hematita e goethita, que na literatura antiga muitas vezes são referidos como limonita. No entanto a composição mineralógica destas formações é muito rica e característica. Sem dúvida destacam-se os minerais óxi-hidróxidos de ferro (hematita, maghemita e goethita) e de alumínio (gibbsita, boehmita) e de argila (caulinita, halloysita). Estes são os minerais característicos do perfil, minerais formadores. Quanto à sua origem os minerais que constituem os distintos perfis lateríticos podem ser classificados em: 38 1. Minerais neoformados, ou minerais tipicamente lateríticos, ou melhor MINERAIS FORMADORES, que respondem pelas distintas condições ambientais de formação do perfil, em parte lito-dependentes e horizonte- dependentes; 2. Minerais herdados (primários), reliquiares ou resistatos, de grandeimportância para identificação da herança petrológica; 3. Minerais epigenéticos, originados pelos novos ambientes que sucederam e atingiram os perfils lateríticos. Os principais grupos de minerais neoformados ou formadores, tipicamente lateríticos, são: os argilominerais, os óxi-hidróxidos de ferro, de alumínio, titânio e manganês e os fosfatos de alumínio. OS ARGILOMINERAIS - Destacam-se os argilominerais 2:1, representados pelo grupo da esmectita (montmorillonita, nontronita, beidellita e saponita) , illita e sepiolita (sepiolita e falcondoita); e os argilominerais 1:1, representados principalmente pelo grupo da caulinita (caulinita e halloysita); ocorrem ainda, quando as rochas ultramáficas constituem as rochas-mãe, os minerais do grupo da serpentina (lizardita, Ni-serpentina, népouita, pecoraita, berthierita, brindleyita); grupo do talco (willemseita). Enquanto os argilominerais 2:1 e aqueles dos grupos da serpentina e do talco se restringem a saprocha, o saprolito grosso, os argilominerais do grupo caulinita constituem em geral os principais minerais do saprolito fino, da zona pedoplásmica e do clássico horizonte mosqueado. OS ÓXI-HIDRÓXIDOS – São eles de ferro, alumínio, titânio e manganês. Praticamente são onipresentes, exceto os de alumínio restritos aos perfis maturos. Hematita, goethita e maghemita constituem os de ferro; gibbsita, boehmita e, menos freqüentemente, o diásporo, os de alumínio; anatásio o óxido de titânio, que tem nos lateritos a sua grande expressão; e criptomelana-hollandita, romanechita, birnessita, todorokita, litioforita, manganita entre outros, os óxi-hidróxidos de manganês. Os óxi-hidróxidos de ferro acumulam-se ao longo do perfil a partir do horizonte mosqueado, sendo os principais minerais da crosta ferruginosa, enquanto os de alumínio restringem ao topo do perfil, na 39 crosta aluminosa; os de manganês concentram-se preferencial na base do perfil, no entanto distribuem-se ao logo de todo perfil; o anatásio é um dos poucos minerais neoformados que se concentra residualmente no perfil. OS FOSFATOS DE ALUMÍNIO – Podem estar representados por fosfatos simplesmente de alumínio (variscita-estrengita, senegalita e augelita), alumínio-cálcio- estrôncio-terras raras (grupo da crandallita: crandallita, goyazita, e florencita, normalmente como solução sólida) e alumínio-sódico (wardita). Crandallita-goyazita constitui a série isomórfica fosfática mais comum nas formações lateriticas, restrito as crostas, associado aos hidróxidos de alumínio, gibbsita e boehmita. Assim oxi-hidróxidos de alumínio e fosfatos de alumínio são os minerais mais tardios de um perfil laterítico completo e maturo. MINERAIS RESISTATOS – Os principais minerais resistatos, herdados da rocha- mãe são: quartzo, zircão, turmalina, ilmenita, cassiterita, topázio, rutilo, entre outros. Eles se acumulam residualmente ao longo de todo perfil, aumentando da base para o topo, paralelamente ao anatásio. O quartzo comporta-se mais como um sobrevivente, cuja sobrevivência depende de sua maior granulometria na rocha-mãe. A distribuição irregular dos minerais resistatos ao longo do perfil demonstra sua igual situação na rocha-mãe, e podem ser empregados para auxiliar na identificação da assinatura da rocha-mãe, quando esta estiver obliterada, ou para certificar-se que a rocha na base do perfil é a própria rocha- mãe, ou apenas um substrato. MINERAIS EPIGENÉTICOS – São aqueles formados em eventos de pós- lateritização que atingiram o perfil laterítico subjacente ou adjacente. Os principais minerais e o respectivo ambiente pós-lateritização respectivo são: Pedogênese tropical: Al-goethita, caulinita, quartzo. Pedogênese semi-árida a árida: calcita, gipso, halita, calcedônia. Substrato de ambiente lacustre e pântano (efeito da diagênese): a) tropical úmido: siderita, pirita, fosfatos de Fe (vivianita, dufrenita, mitridatita, beraunita, etc.), argilominerais; 40 b) árido a semi-árido: calcita (calcrete), gipso (gipsete), calcedônia e opala (silcrete); halita. MINERAIS DE METAMORFISMO – Os lateritos como rochas, principalmente os mais antigos, foram em parte afetados tanto pelo metamorfismo termal como regional, formando diásporo, pirofilita, micro-coríndon e coríndon. No Brasil ainda não foram registrados formações lateriticas metamorfizadas, por outro lado há publicações que relatam transformações metamórficas, como na África do Sul (Gutzmer & Beukes, 1998), ou sob diagênese avançada no cinturão de Timan na Rússia. (Mordberg, 1999). Distribuição dos Minerais e sua Morfologia ao Longo do Perfil Laterítico A distribuição de cada mineral formador dos perfis lateríticos é bastante peculiar, controlada pelos horizontes. Os diferentes horizontes distinguem-se entre si através de assembléias mineralógicas típicas, dedutíveis em grande parte a partir das figuras 5.17, 5.18 e 5.19: Hematita + goethita gibbsita caulinita crandallita-goyazita (entre outros) constituem os horizontes superiores (crosta, duricrust); os fosfatos; gibbsita (boehmita) (crandallita-goyazita) + hematita + goethita o horizonte equivalente a uma crosta aluminosa (bauxita e seu correspondente fosfático); caulinita + quartzo + hematita goethita o mosqueado e o saprólito fino; esmectita (grupo) illita caulinita quartzo serpentinas (grupo) (Mg,Ni) - silicatos o saprólito grosso e saprocha; os oxi-hidróxidos de manganês (criptomelana + litioforita + gibbsita + hematita) as crostas manganesíferas e criptomelana + birnessita + asbolana + esmectita illita a base do saprólito. Os resistatos se distribuem ao longo do perfil e tem sua variação também controlada pelo seu padrão herdado da rocha-mãe, concentrando-se para o topo. Da rocha-mãe para o topo do perfil os minerais primários não residuais, apresentam teor decrescente e desaparecem, enquanto os resistatos aumentam de teor gradualmente. O quartzo em granulação grossa é tipicamente residual. As argilas 2:1 e aquelas do grupo das serpentinas e silicatos hidrataddos de Mg, bem como os hidróxidos de manganês, são restritos da base 41 saprolítica, sendo substituídos pela caulinita (halloysita) no saprolito fino até o mosqueado; os óxi-hidróxidos de ferro surgem na base do mosqueado e acumulam-se acentuadamente para o topo, fundamentalmente na crosta. Anatásio concentra-se gradualmente para o topo, no mesmo fator dos minerais resistatos, acumulando-se assim residualmente. Um perfil laterítico maturo e completo derivado de rochas ultramáficas alcalinas mineralizadas em apatita (Ilha de Itacupim, Nordeste do Pará), desenvolve espesso horizonte de fosfatos de alumínio (Figura 5.18a). Por sua vez um perfil laterítico maturo derivado se rochas sedimentares, por exemplo, aquelas cretácicas do Baixo Amazonas, destaca-se pela ampla formação de bauxitas, que foram truncadas e modificadas por novo evento pedogenético, com remobilização e reprecipitação de óxi-hidróxidos de ferro, com ferruginização parcialmente da bauxita (Figura 5.18b). O perfil laterítico maturo de Darling Range, Austrália, derivado de rocha máfica, é completo e constitui-se num clássico (Figura 17), que na Amazônia tem paralelo apenas parcialmente no Pitinga-AM, Cassiporé-AP e em Carajás-PA. Ele é comparável ao perfil laterítico bauxito derivado de basalto em plena Irlanda do Norte (Hill et al., 2000). Figura 5.17 – Distribuição geral simplificada dos minerais lateríticos e herdados em um perfil laterítico completo. 42 Figura 5.18 – Distribuição dos principais minerais de perfis lateríticos com horizonte de fosfatos de alumínio e com bauxita. a) Ilha de Itacupim, Viseu-PA; b) região de Trombetas, em Oriximiná-PA (Baixo Amazonas). Modificado de Costa (1997).43 Figura 5.19 – O perfil laterítico em Darling Range, Austrália Ocidental, e a distribuição de seus minerais formadores e herdados. Modificado de Anand & Paine (2002). Hematita, maghemita e ainda goethita compõem os fragmentos, nódulos, pisoídos e outras concreções da crosta, que podem estar cimentados por córtex de Al-goethita, mas principalmente por gibbsita, boehmita e/ou fosfatos de alumínio (crandallita-goyazita) (Figuras 5.20 e 5.21). São geralmente micro a criptocristalinos, como massa microporosa, derivadas de formas plásmicas. Vênulas de gibbsita, fosfatos de Al e mesmo de Al-goethita interceptam os componentes de hematita, maghemita e goethita. Gibbsita e fosfatos de Al tendem a formar cristais submilimétricos em microcavidades e nas venulações. Na crosta aluminosa massa micro a criptocristalina da crosta torna-se dominante e microporosa. No horizonte mosqueado predomina um fundo matricial de aspecto plásmico constituído de caulinita e quartzo, manchado aleatoriamente de vermelho a lilás por cristalitos de hematita e goethita (Figura 5.12a5.). No saprolito fino os minerais de argila, como caulinita, halloysita, illita, além de quartzo, preservam o arcaboço geral e conservam o seu volume, que pode ainda preservar minerais primários intemperizáveis. No saprolito grosso os minerais de argila 2:1 ocupam fissuras diversas, bordas de cristais de minerais primários, entre outros vazios. Manchas negras de óxi-hidróxidos de Mn, se a rocha contiver Mn, cruzam aleatoriamente o saprolito grosso. 44 a b c d e f 45 Figura 5.20 – Diferentes aspectos texturais de crostas lateriticas: a) pisolítica ferruginosa; b) pisolítica manganesífera com cimento gibbsítico; c) bauxítica; d) fosática; e) bauxítica comuinuída por Al-goethita; f) pisolítica ferruginosa invadida por fosfatos Al e Fe. Figura 5.21 – Micromorfológica organização da parte superior do perfil laterítico, ou seja, do horizonte mosqueado às diferentes crostas. Modificado de Freyssinet (1993). Caulinita e goethita hematita podem se formar a partir da alteração de diversos minerais primários, e neoformarem-se ao longo da formação do perfil laterítico (Figura 5.22), em distintos graus de cristalinidade e variação químico-composicional, 46 principalmente a goethita pela sua capacidade de substituição iônica Fe-Al, o que reflete principalmente a natureza ambiental de cada horizonte. Figura 5.22 – Trajetos ou trilhas de formação de minerais durante o desenvolvimento de perfis intempéricos lateríticos. Fonte: Anand & Paine (2002). COMPOSIÇÃO QUÍMICA E SUA RELAÇÃO MINERAL COM OS HORIZONTES E ROCHA-MÀE: GEOQUÍMICA Embora muitas pesquisas já tenham sido realizadas sobre formações lateríticas, inclusive com muitos dados sobre a composição química, elas, no entanto não geraram ainda dados suficientes e representativos capazes de formular uma composição química geral para essas formações. Uma das primeiras tentativas é de Schellmann (1980), seguido por Bardóssy & Aleva (1990), além de contribuições menos específicas de Tardy (1993), Butt & Zeegers (1992), Anand & Paine (2002). Em parte isto pode ser decorrente da grande diversidade de perfis, das inúmeras controvérsias sobre o entendimento do que seja laterito e, por conseguinte do significado das análises, e ainda o interesse maior em procurar sistematizar esses materiais geológicos. Desta forma o trabalho de Schellmann (1980) ainda se constitui naquele mais adequado, devido a sua sistematização. 47 Composição química total e suas variações: A grande variação na sua composição química das formações lateríticas reflete a grande amplitude da composição química das rochas-mãe, das condições de formação e do grau de evolução, do tempo geológico, bem como das transformações pós-lateritização, além da grande variabilidade química entre os horizontes. Mesmo assim os perfis lateríticos apresentam características químicas muito marcantes, não em termos de teor, mas de padrão comportamental dos teores dos elementos e compostos químicos, quando observadas ao longo do perfil laterítico, da rocha-mãe para a crosta ferruginosa, ou seja, da base para o topo, numa espécie de estratigrafia química, que não representa necessariamente a sucessão evolutiva, mas a sucessão de horizontes. São exemplos: Padrões químicos diagnósticos de perfis lateríticos, quando comparados com a rocha-mãe: • Forte diminuição (lixiviação) dos teores de SiO2 e principalmente dos elementos alcalinos e alcalinos terrosos (especialmente Mg), salvo as exceções geradas quando da presença de fosfatos, principalmente de cálcio-alumínio; • Forte aumento (enriquecimento absoluto) nos teores de ferro (Fe3+) na forma de óxi- hidróxidos; • Grande aumento (enriquecimento residual) nos teores de alumínio apenas quando da formação de hidróxidos de alumínio (bauxita) ou fosfatos; • Aumento gradual nas concentrações de titânio como anatásio. Comportamento complementar: • Forte aumento (possível enriquecimento absoluto) nos teores de P, Sr, Ba, ETR, (Y, Sc, U) no topo do perfil (crosta aluminosa), quando da presença de fosfatos de cálcio-alumínio; • Forte aumento (possível enriquecimento absoluto) apenas na base do perfil nos teores de: Mn (Ba, Sr, ETR, Co, Ni, Cu, Mo, etc. ) como óxi-hidróxidos e silicatos hidratados de Mg (minerais de argila 2:1), grupo da serpentina; 48 • Aumento parcial nos teores de Cu, Ni, Cr, Mn, As, Hg e Mo em goethita no saprolito ferruginoso. • Aumento nos teores de Au, V, Mo, As, Hg, nas zonas ferruginosas do perfil; • Aumento gradual nas concentrações (“enriquecimento residual”): Zr, B, Cr, (V), Nb, Ta, Sn, W, (U), (Th), etc., geralmente como minerais resistatos. Em parte a variação dos teores ao longo de perfis lateríticos está ilustrada na figura 5.23 para os perfis lateríticos maturos truncados mineralizados em caulim na Amazônia Oriental. Figura 5.23 – Distribuição dos teores dos elementos principais e alguns elementos-traço em perfis lateríticos caulínicos da Amazônia: a) perfil caulínico-bauxítico do Morro do Felipe- AP; b) perfil caulínico sobreposto por lateritos imaturos derivados da formação Barreiras, mina RCC, rio Capim-PA. Os principais componentes químicos que compõem de 97 a 98 % em peso dos materiais que constituem os horizontes das formações lateriticas são SiO2, Al2O3, Fe2O3 e H2O. Por sua vez TiO2, MnO2 e P2O5 perfazem cerca de 2 a 3 % em peso. a b 49 A composição química mostra uma forte litodependência, tanto em termos de elementos maiores como de elementos-traço (Tabela 5.1), ilustrados pelos dados de Schellmann (1980) e pelos inúmeros trabalhos publicados. Os dados de Schellmann (1980), embora não explicitados, provavelmente contemplam a porção superior do perfil, representada pelos horizontes mosqueados e crostas. Não há, infelizmente, a apresentação dos valores por horizontes, que seria muito mais prático e evidente. Os perfis derivados de rochas ricas em quartzo (granitóides, metamorfitos ácidos e arenitos) são os mais ricos em SiO2, enquanto os mais ricos em Fe2O3 são aqueles derivados de rochas ultramáficas e máficas, e os mais ricos em Al2O3, com formação de bauxitas, de alcalinas e rochas com minerais de argila (folhelhos e argilitos e seus equivalentes metamorfizados). Os valores mais altos de TiO2 são fortes indicadores de rochas de composição máfica (Tabela 1). Em termos de elementos-traço os valores mais elevados de Cr, Mn, Ni, Co combinadoscom os mais baixos de ETR, Sc, Y, Zr, Nb (Ta), Rb, Th são típicos indicadores de formações lateríticas derivadas de rochas ultramáficas. São exemplos, em parte, os depósitos de níquel laterítico, que no Brasil estão representados por Niquelândia, Barro Alto, São João do Piauí (hoje Capitão Gervásio), Vermelho e Onça-Puma. Por sua vez concentrações mais altas de Zr, Y, (Sc), Nb (Ta), ETR e Th mostram fortes afinidades com as rochas alcalinas, exemplificadas por Pitinga no Amazonas e (ultramáficas-alcalinas) como Maicuru e Itacupim no Pará, Araxá em Minas Gerais. A associação V, Cr, Cu, Zn, Ni, com valores medianos, indica afinidade derivativa de rochas máficas, a exemplo das bauxitas ferruginosas de N5 em Carajás. (Costa et al., 1997). 50 Tabela 5.1 – Composição química de lateritos derivados de diferentes tipos de rochas, mostrando litodependência. Modificado de Schellmann (1980). Elemento Granito N = 23 Basalto1) N = 51 Ultramáfica N = 13 Nefelina Sienito2) N = 11 Ácido Básico Metamorfito N =81 N = 20 Argilito, Folhelho N = 74 Arenito N = 23 SiO2% Al2O2 Fe2O3 TiO2 MgO CaO Na2O K2O P2O5 MnO Ba (ppm) Ce Co Cr Cu La Nb Ni Pb Rb Sc Sr Th V Y Zn Zr 46,20 24,50 16,30 0,76 0,31 0,16 0,92 0,05 0,02 367 90 6 141 23 22 26 25 27 38 9 68 110 260 22 10 387 23,7 24,6 28,3 4,27 1,04 0,83 0,83 0,30 0,32 0,15 472 76 52 336 199 53 35 155 11 9 61 41 10 682 59 143 307 3,03 5,49 67,0 0,11 0,77 0,04 0,33 0,02 0,03 1,10 49 15 707 26.000 48 48 3 11.400 5 4 85 6 6 388 8 420 5 7,65 53,2 9,07 1,53 0,10 0,08 0,19 0,19 0,08 0,51 22 1.180 5 17 7 105 996 20 73 11 4 62 123 205 32 231 2.000 47,7 26,0 23,8 26,2 13,6 26,8 1,08 2,38 0,3 0,52 0,19 0,57 0,34 0,26 0,78 0,18 0,13 0,15 0,03 0,10 255 130 95 134 12 35 294 674 46 180 49 38 24 21 50 106 32 24 29 20 16 75 52 11 24 14 236 610 14 22 43 69 428 232 39,2 26,9 19,7 1,36 0,25 0,12 0,19 0,42 0,11 0,07 122 108 13 353 40 39 38 47 38 25 20 34 30 368 21 25 612 63,7 10,6 16,3 0,82 0,26 0,11 0,48 0,56 0,06 0,21 295 107 38 226 37 18 15 43 48 25 10 26 34 252 12 10 348 Portanto análises químicas multi-elementares totais de formações lateríticas permitem não somente caracterizar os diferentes horizontes, como também identificar a rocha-mãe e contribuir para se certificar se o substrato corresponde apenas a um suporte, ou se é de fato a própria rocha-mãe. Hallberg (1984) consegue demonstrar a litodependência química através do diagrama de dispersão Ti versus Zr (Figura 5.24). Este é capaz de discriminar formações lateríticas derivadas coletivamente de basaltos, andesitos, dacitos e riolitos. É claro que o referido diagrama pode ser melhorado sensivelmente, ao considerar os distintos horizontes do perfil. O diagrama de Hallberg tem sido empregado com sucesso por diversos autores 51 com o objetivo de identificar o tipo petrográfico da rocha-mae, a exemplo de Costa et al (1997) que o aplicou nas crostas lateríticas do platô de Pirocaua, onde não há afloramento de rochas primárias (não lateríticas). Figura 5.24 – Diagrama de Hallberg (1984), uma correlação entre os teores de Ti versus Zr em lateritos para discriminação da natureza geral de suas rochas ígneas geradoras. Não somente a herança composicional (teores relativos) como as assinaturas geoquímicas da rocha-mãe são herdadas pelo perfil laterítico, as quais podem perder parcialmente o próprio caráter nos horizontes ferruginosos. Os exemplos são muitos, podendo destacar aquelas individualizadas nos perfis lateríticos derivados de complexos ultramáficos alcalinos carbonatícos na Amazônia, como Maicuru e Seis Lagos. (Nb, Ti, ETR, P, Zr, Y, Sc, Sr, Ba, Cu, Mn, Th, Mo, V). As próprias coberturas lacustres também preservam parcialmente as assinaturas geoquímicas. As características químicas e sua forte afinidade mineralógica mostram que o ambiente laterítico é geoquimicamente muito complexo, e sua complexidade resulta não 52 somente do grande espectro de rochas-mães, quanto ainda de sua constituição em horizontes, os quais representam sub-ambientes específicos. Pedro (1984) identificou estes sub-ambientes, mas os relacionou aparentemente com as diferentes zonas morfoclimáticas (Tabela 5.2), e não com a sucessão de horizontes de um mesmo perfil, em que um se sobrepõe ao outro. Portanto a mesma sucessão pode ser encontrada em uma mesma zona morfoclimática. No entanto, se exposto à superfície, a formação de uma mesma assembléia mineral dependerá de zona específica. Tabela 5.2 - Principais mecanismos de intemperismo e seus tipos de solo e clima correspondentes, segundo Pedro (1984). Em itálico os mecanismos envolvidos em um perfil de lateritização. Mecanismos Minerais Neoformados Elementos Solúveis Solos Clima Acidólise Quartzo Al, Fe, Na, K, Ca, Mg Podzol Úmido Alcalinólise Carbonatos de Ca, Mg, Na Al, (Si) Solods Tropical, árido Hidrólise: alitização Gibbsita, hematita, goethita Si, Na, K, Ca, Mg Ferraliticos (lateríticos) Tropical úmido (floresta tropical) Hidrólise: monossialitização Caulinita, goethita, hematita Si, Na, K, Ca, Mg Ferralíticos (lateríticos) Tropical, curta estação seca (savana úmida) Hidrólise: bissialitização (Al,Fe)-esmectitas Na, K, Ca, Mg Vertissolo (base do perfil lateríticos) Tropical, longa estação seca (savana seca) Transformação Vermiculita- esmectita Na, K Solos marrons Temperado A mobilidade geoquímica da maioria dos elementos químicos envolvidos nos processos de intemperismo laterítico e conseqüente formação do perfil dependem fundamentalmente do grau de vulnerabilidade dos minerais primários (pode ser medido através da serie de reação de Goldich) e das espécies minerais neoformadas (Tabela 5.3), 53 que refletirão as condições ambientais de superfície: clima, vegetação e relevo e subsuperfície, como o regime hidrológico e seus parâmetros físico-químicos e químicos, uma manifestação direta das condições climáticas reinantes na região. Estas vão condicionar os principais mecanismos de reações químicas, dominadas por três estágios de intensidade de hidrólise (Tabela 5.2). Portanto os perfis lateríticos completos refletem o ápice do desenvolvimento de um perfil de solo intempérico tropical, com a máxima diferenciação em horizontes e o selamento com uma crosta. Tabela 5.3 – Mobilidade geoquímica dos elementos durante o intemperismo laterítico. Modificado de Anand & Paine (2002). Minerais hospedeiros Elementos lixiviados Elementos parcialmente retidos em minerais neoformadoss Liberados na frente de intemperismo: Sulfetos: Carbonatos: As, Cd, Co, Cu, Mo, Ni, Zr, S Ca, Mg, Mn, Sr As, Cu, Ni, Pb, Sb, Zn (óxi- hidróxidos de Fe) Liberados no saprolito inferior: Aluminossilicatos: ferromagnesianos (piroxênio, olivinas, anfibólios, clorita, biotita) Ca, Cs, K, Na, Rb Ca, Mg Si, Al (caulinita); Ba (barita) Fe, Ni, Co, Cr, Ga, Mn, Ti, V (óxi-hidróxidos de Fe e Mn) Liberados no saprolito superior: Aluminossilicatos (muscovita) ferromagnesianos
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