Elementos de identificação de paleossolos

Autores como Brewer (1976), Buurman (1975; 1980), Andreis (1981); Birkeland, (1984); Fenwick, (1985); Catt, (1990); Retallack, (1990); Nettleton, et al., (2000) entre outros, são unânimes em afirmar que o reconhecimento de paleossolos inicia com descrições sistemáticas de perfis estratigráficos ou com o reconhecimento de paleocatenas em relevos quaternários. Porém, nem sempre os afloramentos contêm evidências pedogenéticas suficientes, o que acaba por impor inferências na interpretação da história geológica da área de estudo e, em particular, sobre as mudanças ambientais paleogeográficas que possam ter-se produzido através do tempo (ANDREIS, 1981). Além da identificação espacial dos paleossolos na paisagem, outros elementos contribuem para sua caracterização.

Um paleossolo, tal como é assumido neste trabalho, é o solo que foi soterrado no passado e, como qualquer solo, sua espessura é indício de condições apropriadas para sua formação (drenagem, clima, tempo, vegetação) (ANDREIS, 1981; RETALLACK, 1990; REUTER, 2000). No caso dos paleossolos, a espessura tem valor relativo, pois a compactação modifica sua importância. Em função das considerações anteriores, deduz-se que a natureza dos contatos entre paleossolos e os sedimentos sobrejacentes deve ser investigada cuidadosamente. O limite superior dos paleossolos pode apresentar uma transição gradual, sem indícios de erosão ou, ao contrário, ser abrupta devido às modificações produzidas pelo processo de sedimentação e erosão (ANDREIS, 1981). A observação do limite

superior dos paleossolos é importante, pois ela denota uma antiga topografia que pode, ou não, ser concordante com a topografia atual (TERUGGI e ANDREIS, 1971; BIKERLAND, 1974). A identificação dessas antigas superfícies geomorfológicas permite, muitas vezes, estabelecer correlações entre os corpos pedosedimentares dispersos na paisagem (ANDREIS 1981). Entretanto, se essas superfícies geomorfológicas são pouco extensas, elas podem ser confundidas com superfícies de erosão hídrica (TERUGGI e ANDREIS, 1971; ANDREIS, 1981). A distinção entre estas superfícies não é fácil, mas pode ser feita através da identificação das feições pedológicas do material, geralmente distintas daquelas dos sedimentos (TERUGGI et al., 1974; FENWICK, 1985). Diferentemente do topo dos paleossolos, em geral, a base dos paleossolos é transicional para materiais não pedogeneizados (ANDREIS, 1981).

Apesar do amplo leque de mecanismos que podem estar envolvidos no soterramento de solos, a velocidade de soterramento pode ser inferida através do contato entre os corpos pedossedimentares. De acordo com Catt (1990), se um sedimento é lentamente depositado sobre um solo e não há mudanças nos fatores formadores do solo (clima, topografia, vegetação, material parental e tempo), a pedogênese pode acompanhar a deposição. Neste caso, apesar da deposição ser contínua, ela não é rápida o suficiente para impedir a continuidade dos mesmos processos pedogenéticos. Entretanto, se a taxa de deposição é acelerada, o horizonte “Aa” apresenta variação em direção ao sedimento inalterado (geralmente formam-se lâminas sobrepostas e intercaladas por sedimentos e solo. Nos casos de intensa deposição, ou se a deposição for muito rápida, a pedogênese não acompanha a deposição; daí duas conclusões podem ser tiradas: 1) o solo permanece soterrado abaixo de espesso sedimento e nunca será novamente influenciado por qualquer processo pedogenético, mas é modificado por variedade de novos processos (diagenéticos); 2) o solo é inicialmente soterrado sob sedimentos, que, subseqüentemente, são modificados completamente durante período posterior de estabilidade da superfície, assim que os processos pedogenéticos recomeçam no solo soterrado; o pedocomplexo5 resultante desse processo pode ser difícil ou, até mesmo impossível de ser distinguido de um

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Pedocomplexo: O termo refere-se a solos soterrados, que foram submetidos à nova pedogênese, resultando na superimposição de novos horizontes sobre os horizontes iniciais (CATT, 1990).

pedocomplexo em que o solo anterior nunca teria sido soterrado (CATT, 1990). O reconhecimento desses pedocomplexos ocorre através da micromorfologia, com o reconhecimento de feições residuais (feições raras e sem relação com as que dominam o horizonte), ou através de análises químicas, como por exemplo, a identificação de ferro em horizontes que normalmente não contém esse material (CATT, 1990; NAHON, 1991).

Entre os critérios possíveis empregados para o reconhecimento da origem e natureza dos paleossolos, encontram-se: a distribuição de argilas e carbonatos, estrutura, cor, matéria orgânica, micromorfologia, mineralogia e granulometria. Entretanto deve-se ter em mente que nenhum desses elementos é completo por si só (FENWICK, 1985). Dentre os critérios de identificação de paleossolos, a presença de bandas ou estratos coloridos e estruturas pedológicas distintas constituem indício da presença de paleossolo (TERUGGI e ANDREIS, 1971). Entretanto de acordo com Teruggi et al., (1974), Andreis (1981) e Retallack (1990), a cor é um indicativo pobre, pois ela pode estar relacionada a processos que estão desvinculados dos demais agentes formadores de solos. Geralmente, as cores dos paleossolos dependem das condições originais de drenagem, oxidação e de suas respectivas topografias. As cores bruno escuras, bruno avermelhadas, cinza, preta, vermelha, e mesmo diversos tons de rosado, são comuns em solos recentes (Holocênicos) (BUURMAN, 1980; ANDREIS, 1981; RETALLACK, 1990). À medida que a escala temporal se prolonga, os paleossolos avermelhados tornam-se mais freqüentes (BIRKELAND, 1974), isto é particularmente nítido, nos paleossolos pleistocênicos e do terciário superior (RUHE, 1965; TERUGGI, et al., 1974) que apresentam horizonte argiloso (Bt) bem desenvolvido (ANDREIS, 1981). Os tons avermelhados geralmente são interpretados como produto da combinação de dois fatores principais: a) o tempo, que condiciona a intensidade (croma) da cor; b) altas temperaturas, que determinam a intensidade da alteração (BIRKELAND, 1974; ANDREIS 1981). Segundo Fenwich (1985), apesar de todos os problemas inerentes à pigmentação dos horizontes dos solos e paleossolos, os horizontes pedologicamente coloridos podem ser identificados por tenderem a apresentar limites inferiores difusos e cor mais intensa em direção ao topo.

Associada às cores do solo, outra importante propriedade utilizada na identificação dos paleossolos são os agregados. As partículas de solos (minerais,

matéria orgânica, poros), quando agrupadas, formam agregados estruturais denominados peds, torrões, ou simplesmente agregados. Em função de sua estrutura ser bastante estável, eles são usados como evidência da presença de paleossolos. Geralmente sua interpretação está baseada em condições de modificação pedogenéticas, ou mesmo, diagenética. Dessa forma, paleossolos platimorfos podem ser interpretados como produto de compactação e soterramento (ROESCHMAMN, 1971) ou refletir estruturas laminares pré-existentes à formação do solo (BUCKMAN e BRADY, 1968, apud ANDREIS, 1981). As estruturas prismáticas e esferoidais (características do horizonte “A”) parecem ser mais comuns em paleossolos quaternários do que em pré-quaternários (BREWER, 1976; TERUGG et al., 1974; RETALLACK, 1992), provavelmente porque ainda preservam as características de sua formação. Solos ricos em matéria orgânica tendem a apresentar estruturas grumosas ou esferoidais, condição esta, que dificilmente será encontrada em paleossolos pré-quaternários (BUCKMANN e BRADY, 1968, apud ANDREIS, 1981). As estruturas prismáticas ou o produto de sua modificação por degradação incipiente (colunar) estão relacionados aos paleossolos que apresentam um horizonte argiloso (Bt), bem desenvolvido e geralmente vermelho, formado sob climas temperados com nítidas variações sazonais (BUCKMANN e BRADY, 1968 apud ANDREIS 1981). Paleossolos que apresentam estrutura maciça são fontes de verdadeiras incertezas, em função de nunca se saber se suas estruturas foram obliteradas por diagênese, ou ainda se elas realmente foram produzidas no solo original. Os solos maciços estão relacionados a processos de extrema alteração meteórica dos materiais originais (ANDREIS, 1981).

Dos horizontes pedológicos, geralmente encontrados em paleossolos quaternários e pré-quaternários, que conseguem ser individualizados, o “B” é o mais comum. Já o horizonte A dificilmente é preservado; ou ele é completamente eliminado pela erosão, antes do soterramento, ou, depois de soterrado, foi gradualmente reduzido até desaparecer, em função da lenta decomposição da matéria orgânica (BREWER, 1974; TERUGG e ANDREIS, 1981; BUURMAN, 1975). Algumas vezes, a presença de húmus pode ser inferida pela existência de zonas de descoloração geradas pela redução do Fe, ou pela formação de complexos Fe- orgânicos. Segundo Andreis (1981, p.72), é importante “reconhecer e diferenciar

verdadeiros horizontes ‘A’ de solos, de depósitos humíferos transportados e depositados em planícies aluviais ou formados em pântanos”.

Um dos mais óbvios indicadores de paleossolos são os horizontes soterrados enriquecidos com matéria orgânica. Entretanto, esses horizontes não são facilmente preservados ou mesmo identificados. Sua disposição na superfície topográfica torna-o suscetível à erosão e a posterior soterramento. Somado a esse problema, existe o fato de a matéria orgânica se decompor rapidamente por oxidação, deixando, na maioria dos casos, somente vestígios de sua presença. Infelizmente, tentativas de identificar matéria orgânica produzida pedologicamente, via micromorfologia, têm sido improdutivas em função de a fábrica orgânica ser vulnerável à compactação e a decomposição. Entretanto, quando o soterramento é relativamente recente e rápido, a identificação micromorfológica pode ser conclusiva (FENWICH, 1985).

A granulometria do material que compõe os paleossolos é um dado adicional importante para a identificação da unidade pedológica. Ela nos fornece a disposição do calibre do material da base ao topo. Quando determinada fração inexiste, ou sua quantidade é reduzida em relação às unidades circundantes, pode haver indícios de translocação, adição ou heterogeneidade do material parental (FENWICH, 1985).