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IV – RESERVA MINERAL DO SOLO
Vander de Freitas Melo1/, Rosa Maria Vargas Castilhos2/ & Luiz Fernando Spinelli Pinto2/
1/ Departamento de Solos e Engenharia Agrícola, Universidade Federal do Paraná. Rua dos
Funcionários, 1.540, 80035-050, Curitiba (PR).
vanderfm@ufpr.br
2/ Departamento de Solos, Faculdade de Agronomia Eliseu Maciel, Universidade Federal de Pelotas,
Caixa Postal 354, 96.010-900, Pelotas (RS).
rosamvc@ufpel.edu.b; lfspin@ufpel.edu.br
Conteúdo
INTRODUÇÃO ....................................................................................................................................................................... 252
MINERAIS NÃO SILICATADOS FONTES DE NUTRIENTES .............................................................................. 255
Óxidos e Hidróxidos ......................................................................................................................................................... 255
Halóides, Sulfatos, Nitratos e Boratos ........................................................................................................................ 259
Carbonatos ........................................................................................................................................................................... 260
Fosfatos ................................................................................................................................................................................. 262
MINERAIS PRIMÁRIOS SILICATADOS FONTES DE NUTRIENTES ................................................................ 263
Nesossilicatos ...................................................................................................................................................................... 263
Inossilicatos .......................................................................................................................................................................... 264
Filossilicatos ......................................................................................................................................................................... 266
Tectossilicatos ..................................................................................................................................................................... 280
FORMAS DE K, Ca E Mg NO SOLO ............................................................................................................................... 283
Formas Prontamente Disponível para as Plantas (Solução do Solo e Trocável) ............................................ 285
Reserva (Formas Não-Trocáveis e Estruturais) ........................................................................................................ 287
LIBERAÇÃO DA RESERVA DOS NUTRIENTES NO SOLO ................................................................................. 295
Intemperismo e Estabilidade dos Minerais ................................................................................................................ 295
Estimativa da Reserva de Nutrientes no Solo (Métodos de Extração) .............................................................. 296
Cinética de Liberação ........................................................................................................................................................ 302
RESERVA DE K EM SOLOS ALTAMENTE INTEMPERIZADOS DOS TRÓPICOS ÚMIDOS ................... 311
Minerais de Argila 2:1 como Hidróxi Entrecamadas .............................................................................................. 312
Resíduos de Minerais 2:1 como Fontes de K .............................................................................................................. 314
Resíduos de Esmectita ...................................................................................................................................................... 316
Camadas de Mica Preservadas na Estrutura da Caulinita ................................................................................... 317
Distribuição do K Total nos Minerais das Frações Argila, Silte e Areia por Meio de Técnicas
 de Extrações Seqüenciais ............................................................................................................................................ 318
LITERATURA CITADA ...................................................................................................................................................... 321
SBCS, Viçosa, 2009. Química e Mineralogia do Solo, xxxxp. (eds. Vander de Freitas Melo e Luís
Reynaldo Ferracciú Alleoni).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
252 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
INTRODUÇÃO
Diversos pesquisadores têm demonstrado expressiva contribuição da reserva de
nutrientes do solo na nutrição mineral e no crescimento e desenvolvimento das plantas.
A caracterização mineralógica das frações do solo, a avaliação da cinética de liberação
e da contribuição de formas não-trocáveis e estruturais na absorção dos nutrientes
pelas culturas influenciam a produção agrícola, sobretudo na economia de
fertilizantes e no cultivo de plantas em estado nutricional adequado. Como os métodos
de rotina avaliam essencialmente as formas trocáveis dos nutrientes, quando a reserva
mineral do solo pode ser fonte efetiva do total de nutrientes absorvidos pelas plantas,
a utilização de outros métodos de análise, com maior poder de extração (formas não-
trocáveis e estruturais) e com melhor capacidade preditiva de sua disponibilidade,
resultaria em aplicação de menores quantidades de adubos, o que reduziria os custos
de produção.
Os minerais primários com potencial de fornecer nutrientes para as plantas
encontram-se, principalmente, nas frações areia e silte. O K, Ca, Mg, P, Fe, Mn, Cu, Zn,
dentre outros, fazem parte da estrutura de alguns minerais primários (Quadro 1), tanto
essenciais quanto acessórios, e que são liberados para a solução do solo por meio do
intemperismo químico.
Quadro 1. Principais minerais primários essenciais e acessórios, potencialmente fontes de
nutrientes para as plantas
O quartzo é o principal mineral das frações areia e silte dos solos (Figura 1). O solo
velho originado de granito (Figura 1a) apresenta, basicamente, apenas quartzo na fração
areia. Como esse mineral não contém elementos essenciais às plantas, o solo em questão
Minerais primários 
essenciais 
Nutrientes contidos no 
mineral 
Minerais primários 
acessórios 
Nutrientes contidos 
no mineral 
Ortoclásio/Microclínio K Granada Ca, Mg, Mn 
Plagioclásios Ca, Cu, Mn Turmalina Ca, Mg, B 
Olivina Mg, Fe, Cu, Mn, Mo, Zn Apatita P, Ca, Fe, Mg 
Piroxênios Ca, Mg, Fe, Cu, Mn, Zn Esfeno Ca 
Anfibólios Ca, Mg, Fe, Cu, Mn, Zn Epidoto Ca, Fe 
Biotita K, Mg, Fe, Cu, Mn, Zn Magnetita Fe, Zn, Mn,Cu 
Muscovita K Bórax B 
Talco Mg Espinélio Mg, Fe, Zn, Mn 
Calcita Ca Fluorita Ca 
Dolomita Ca, Mg Pirita Fe, S 
Gipsita (gesso) Ca, S 
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 253
Figura 1. Fotografias da fração areia (minerais com diâmetro entre 0,05 e 2 mm) de dois solos
com composição mineralógica distinta: (a) solo velho originado de granito; (b) solo jovem
originado de micaxisto.
Figura 2. Classificação simplificada das rochas ígneas conforme a origem e a composição
mineralógica
Os tipos e a proporção dos minerais primários variam conforme o tipo de rocha
(Figura 2).
apresenta baixa reserva de nutrientes. Por outro lado, a fração areia do solo jovem
originado de micaxisto (Figura 1b) apresenta, além de quartzo, grande quantidade de
mica parcialmente intemperizada (mineral com aspecto dourado). Comoresultado, com
o processo contínuo de intemperismo químico dos minerais micáceos, há intensa liberação
de nutrientes para as plantas (principalmente K e Mg). Já o Si, Al e Fe podem-se recombinar
na solução do solo e formar minerais secundários (por exemplo, caulinita e goethita),
aumentando o teor de argila do solo (neogênese).
(a) (b)
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
254 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
Conforme os tipos de minerais, a composição química das rochas de maior importância
na formação dos solos pode variar consideravelmente e influenciar a quantidade inicial
da reserva de macronutrientes, como o Ca, Mg, K e P, para os solos (Quadro 2). As rochas
também são fontes potenciais de microelementos para o solo, sendo alguns considerados
altamente tóxicos em doses elevados para os organismos, como o Ni e Cr (Quadro 3).
Quadro 2. Teores totais de elementos maiores (SiO
2
, Al
2
O
3
, CaO, MgO, Na
2
O e K
2
O) e menores
(TiO
2
, MnO e P
2
O
5
) de algumas rochas
Óxidos 
 
Peridotito(1) 
 
Basalto(1) 
 
Granodiorito(2) 
 
Sienogranito(2) 
 
Feldspato 
Alcalino 
Granito2 
Micaxisto(1) 
 
Metarenito(1) 
 
 ______________________________________ g kg-1 ________________________________________
SiO2 402,0 529,0 616,0 683,8 776,2 471,0 920,6 
Al2O3 18,2 119,3 169,4 152,5 118,6 170,0 36,0 
Fe2O3+FeO 92,9 145,2 48,6 39,2 13,4 143,2 2,5 
CaO 4,0 77,7 26,9 24,1 3,4 4,4 6,3 
MgO 360,0 35,7 18,3 11,9 0,7 54,5 0,7 
Na2O 5,9 32,0 37,6 29,7 40,3 16,8 6,8 
K2O 1,0 19,9 44,5 49,5 47,9 28,2 14,5 
TiO2 3,0 15,8 7,1 5,8 1,4 24,7 0,6 
MnO 1,0 2,0 1,0 0,7 0,6 2,0 0,2 
P2O5 1,0 2,1 3,4 2,0 0,2 2,9 0,3 
P.F(3) 110,0 14,9 9,9 5,3 3,2 58,7 4,0 
soma 999,0 993,6 982,7 1004,5 1005,9 976,4 992,5 
 Fonte: (1)IBGE (1986); (2)Philipp (1998); (3)perda ao fogo (por ignição).
Quadro 3. Teores totais de elementos-traço de algumas rochas
Elemento 
 
Peridotito(1) 
 
Basalto(1) 
 
Granodiorito(2) 
 
Sienogranito(2) 
 
Feldspato 
Alcalino 
Granito(2) 
Micaxisto(1) 
 
 ______________________________________ mg kg-1 _______________________________________ 
Ba 14 480 869 843 15 1320 
Sr 50 270 337 288 3 50 
Zr 10 340 131 213 153 210 
V 76 280 40 45 2 224 
Y 10 67 14 66 274 40 
La 30 30 40 71 36 30 
Nb 20 20 16 26 19 51 
Cr 4200 37 41 31 28 73 
Ni 1940 60 18 10 2 51 
Co 124 50 11 8 1 50 
 Fonte: (1)IBGE (1986); (2)Philipp (1998).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 255
MINERAIS NÃO SILICATADOS FONTES DE
NUTRIENTES
Óxidos e Hidróxidos
A classe dos óxidos é bastante diversa, incluindo minerais bastante duros, como o
coríndon (dureza 9 na escala de Mohs, a qual varia de 1 a 10), e outros mais macios, como
a cuprita (dureza = 3,5-4), minerais metálicos (hematita) e gemas (coríndon: rubi e safira
e crisoberilo: alexandrita e olho-de-gato), com cores escuras (a maioria), mas também
intensamente coloridos.
A grande diversidade dos óxidos pode ser atribuída à abundância do O na crosta
terrestre. A maioria combina com outros elementos formando ânions complexos, como
CO3
2-
, BO3
3-, SO4
2-, NO3
-, SiO4
4- e PO4
3-, que deveriam ser considerados óxidos, o que reduziria
as classes minerais a quatro: elementos nativos, halóides, sulfetos e óxidos, os quais
compreenderiam mais de 90 % dos minerais conhecidos. Ficam, no entanto, restritos às
classe dos óxidos apenas aqueles minerais com cátions combinados com íons simples de O.
Os óxidos podem ser classificados em óxidos simples, múltiplos, contendo hidroxila
(oxihidróxidos) e hidróxidos, além de óxidos hidratados (Quadro 4). Simplificadamente,
são, com freqüência, agrupados em óxidos e hidróxidos.
Quadro 4. Principais tipos de óxidos
Óxido Tipo Exemplos 
A2O água – H2O; cuprita – Cu2O 
AO zincita – ZnO; periclásio - MgO 
AO2 rutilo – TiO2; pirolusita - MnO2; cassiterita - SnO2 
Simples 
A2O3 hematita – Fe2O3; coríndon - Al2O3; ilmenita – FeTiO3 
ABO3 perovskita – CaTiO3 
AB2O4 espinélio - MgAl2O4; magnetita - FeFe2O4; crisoberilo – BeAl2O4 
AxByO5 pseudobrookita – Fe2TiO5 Múltiplos 
AB2O6 
columbita-tantalita – (Fe, Mn) (Nb,Ta)2O6; euxenita - (Y, Ca, Er, 
La, Ce, U, Th)(Nb, Ta, Ti)2O6 
Oxi-hidróxidos AOOH 
goethita – FeOOH; diásporo – AlOOH; manganita – MnOOH 
litioforita - LiAl2 (Mn2Mn)O6(OH)6 
pirocloro – (Ca, Na)2Nb2O6(O, OH, F) 
Hidróxidos A(OH)x gibbsita – Al(OH)3; Brucita – Mg(OH)2 
Hidratados 
ferrihidrita – Fe2O3. 2FeOOH . 2,6H2O; 
birnessita – (Na, Ca)Mn7O14.2,8H2O 
 Fonte: Adaptado de Dana & Hurbult (1978).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
256 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
De acordo com a relação dos raios iônicos e da ocupação dos espaços, os óxidos
podem ser classificados em estruturas isométricas, hexagonais, tetragonais e
ortorrômbicas (veja capítulo II). São hexagonais: água, zincita, óxidos do tipo A2O3
(hematita, coríndon e ilmenita) e brucita. São ortorrômbicos: oxihidróxidos, crisoberilo e
columbita-tantalita. De maneira geral, existem dois tipos de estrutura nos dióxidos
(Quadro 5): uma, na qual cada cátion tem oito O nos vértices de um cubo (coordenação 8),
originando uma estrutura isométrica; e outra, na qual existem seis O em torno de cada
cátion (coordenação 6). Nesse último caso, somente metade dos sítios possíveis fica
preenchida, de forma a manter a neutralidade elétrica, e assim ocorre deformação no
arranjo octaédrico, originando uma simetria mais baixa, tetragonal.
Quadro 5. Relação dos raios iônicos (cátion/oxigênio), coordenação e simetria nos dióxidos
Elemento raio cátion raio cátion/raio O Coordenação Simetria Mineral 
 
Mn 
nm 
0,060 
 
0,45 
 
6 
 
tetragonal 
 
Pirolusita 
Ti 0,068 0,52 6 tetragonal Rutilo 
Sn 0,071 0,54 6 tetragonal Cassiterita 
Ce 0,094 0,71 8 isométrica Cerianita 
U 0,097 0,73 8 isométrica Uraninita 
Th 0,102 0,77 8 isométrica Torianita 
 Fonte: Dana & Hurbult (1978).
Em óxidos múltiplos que apresentam fórmula geral AB2O4 (Quadro 4), o cátion A é
maior (raio iônico entre 0,06 e 0,08 nm) e é, geralmente, divalente, ao passo que o B é
menor (raio iônico entre 0,05 e 0,07 nm) e é geralmente trivalente. Assim, na estrutura do
espinélio, os íons A contêm quatro O ao redor e os íons B seis, o que conforma um retículo
cúbico, dando origem a cristais isométricos. Como os membros do grupo do espinélio são
isoestruturais, a substituição iônica é comum, sendo completa a solução sólida relativa
aos íons A (Mg2+, Fe+2, Zn2+, Mn2+) e incompleta relativa aos íons B (Al3+, Fe+3 e Cr3+)
(Quadro 6). O crisoberilo tem uma estrutura contraída, de simetria mais baixa
(ortorrômbico), em razão do pequeno tamanho do íon Be (0,035 nm).
A cuprita e a zincita (Quadro 4) são minerais sem expressão nas rochas. O periclásio
pode ser formado em mármores a partir da dolomita, ficando, portanto, restrito a esse
tipo de rocha. O rutilo (TiO2), assim como seus polimorfos anatásio e brookita, a ilmenita
e os espinélios que contêm Ti (ulvoespinélio e titanomagnetita) são minerais acessórios
comuns na maioria das rochas ígneas e metamórficas. A perovskita (CaTiO3) é um mineral
acessório comum em rochas ígneas básicas e alcalinas e metamórficas calci-silicatadas.
Verifica-se que todos esses minerais são encontrados como fases detríticas em rochas
sedimentares, em razão da elevada resistência ao intemperismo. Por isso, esses minerais
são comumente identificados nas frações areia e silte de solos e saprólitos, tendendo a se
concentrarem em solos mais intemperizados.
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QUÍMICA E MINERALOGIA DOSOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 257
Por outro lado, silicatos comuns como biotitas, hornblendas e augitas contêm, em
termos absolutos, mais Ti do que os óxidos nas rochas. Na intemperização desses minerais,
bem como do esfeno (CaTiSiO5), é freqüentemente reportada a formação de anatásio. A
formação de outros óxidos de Ti secundários (pseudorutilo, pseudobrookita, etc.) também
é observada. Uma média de 5,1 g kg-1 nos solos, contra 3,9 e 3,3 g kg-1 para as "camadas"
sedimentares e ígneas graníticas da litosfera, respectivamente, demonstra a concentração
desse elemento durante o intemperismo, podendo chegar até 150 g kg-1 em solos altamente
intemperizados desenvolvidos de basaltos (Milnes & Fitzpatrick, 1989). Essa concentração
de Ti não tem importância na fertilidade dos solos, pois o elemento não é considerado
micronutriente ou elemento tóxico para plantas e animais. Alguns autores até mesmo
evidenciam o uso do Ti como indicador da presença de solo ou poeira na análise de
tecido vegetal (Jones, 1991).
Quadro 6. Composição química dos óxidos do tipo AB
2
O
4
 (grupo do espinélio)
 Óxido B=Al Óxido B=Fe Óxido B=Cr 
A=Mg Espinélio MgAl2O4 Mg-ferrita MgFe2O4 Mg-cromita MgCr2O4 
A=Fe Hercinita FeAl2O4 Magnetita FeFe2O4 Cromita FeCr2O4 
A=Zn Gahnita ZnAl2O4 Franklinita ZnFe2O4 
A=Mn Galaxita MnAl2O4 Jacobsita MnFe2O4 
 
Além da ocorrência como minério, a pirolusita (Quadro 4) é geralmente muito
disseminada nas rochas. Porém, por ser de origem supergênica (que se produz próximo
à superfície da crosta), forma-se por dissolução de rochas cristalinas e deposita-se na
forma de concreções e revestimentos, freqüentemente dentríticos, sobre a superfície das
fraturas e diáclases. Técnicas como a microscopia eletrônica, espectroscopia de infra-
vermelho e microssonda têm revelado que os óxidos de Mn descritos, em sua maioria,
nessas ocorrências como sendo pirolusita e psilomelano são, na realidade, "óxidos" de
Mn mais complexos, como a birnessita e a romanequita (Post, 1999). De qualquer forma,
o Mn é o décimo elemento mais abundante na crosta e é o metal pesado mais comum,
após o Fe, perfazendo cerca de 1g kg-1 das rochas (Quadro 2). Do ponto de vista geoquímico,
o Mn comporta-se como o Mg e o Fe (e Ni e Co), tendendo a entrar na estrutura de
minerais que se formam nos primeiros estádios de cristalização magmática. O Mn ocorre
tanto em minerais máficos essenciais comuns (piroxênios, anfibólios e biotitas), como em
minerais acessórios (magnetita, espinélios e epidotos - alanita). No processo de
cristalização das rochas magmáticas, concentrações expressivas de Mn ainda persistem
nos líquidos residuais (fases pneumatolíticas), e o elemento concentra-se em pegmatitos
na forma de óxidos, como a columbita-tantalita, bem como em rochas metamórficas
(granadas).
Ao ser liberado desses minerais primários pelo intemperismo, o Mn é oxidado, e são
formados óxidos e hidróxidos de Mn, principalmente a birnessita, vernadita (δ-MnO2),
litioforita e holandita (Ba2Mn8O16) na forma de revestimentos e agregados finamente
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
258 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
granulados com grande área superficial específica, que exercem influência química
acentuada no solo, numa proporção maior do que quando estimada apenas com base em
suas concentrações.
A hematita (Quadro 4) é um mineral amplamente distribuído em rochas de todos
os tipos e idades, geralmente como mineral acessório. Juntamente com a goethita, que é
um oxihidróxido de Fe mais ligado ao intemperismo, forma os mais abundantes óxidos
metálicos pedogênicos e influencia, de forma decisiva, uma série de características e
propriedades dos solos (veja capítulo VIII). O Fe na estrutura desses óxidos pode ser
substituído por muitos cátions metálicos, destacando-se o Al, em maior teor na goethita,
e microelementos, como Ni, Ti, Mn, Co, Cr, Cu e Zn, em menor proporção. Além da
incorporação destes metais na estrutura, a grande área superficial específica desses
óxidos pedogênicos, o baixo grau de cristalinidade e a reatividade das superfícies
(cargas dependentes de pH) fazem com que vários ânions (fosfatos, selenatos,
molibdatos, arsenatos, fluoretos e silicatos) e cátions metálicos (Cu, Pb, Zn, Cd, Co, Ni,
Mn) sejam adsorvidos especificamente, ou melhor, sejam ligados por caráter covalente
diretamente ao O e OH estruturais, formando ligações muito fortes. Dessa forma, os
óxidos de Fe podem conter, tanto dentro de sua estrutura como adsorvidos
especificamente em sua superfície, teores razoáveis de metais, sendo alguns
micronutrientes. Essa fonte de micronutrientes passa a crescer em importância em solos
arenosos e na medida em que os solos vão ficando altamente intemperizados, como nos
Latossolos oxídicos.
O espinélio (Quadro 4) é um mineral metamórfico comum, encontrado em mármores,
gnaisses e serpentinitos, ocorrendo como mineral acessório em muitas rochas ígneas
máficas. O Fe2+, Zn2+ e Mn2+ substituem o Mg2+ em variadas proporções, por isso os óxidos
puros (hercinita, gahnita e galaxita) (Quadro 6) são raros. Sua influência maior como
fonte de nutrientes, portanto, ocorre em alguns tipos de rochas metamórficas.
A magnetita (Quadro 4) é um mineral acessório comum de rochas magmáticas ferro-
magnesianas (dioritos, gabros e peridotitos e equivalentes vulcânicos) e de rochas
metamórficas. O Fe2+ pode ser substituído por Mg2+ e Mn2+ (e Zn2+) em proporção variada,
sendo os termos extremos (Mg-ferrita, jacobsita e franklinita) de ocorrência restrita. Dada
sua resistência ao intemperismo, a magnetita pode acumular significativamente em
Latossolos desenvolvidos de basaltos, onde pode compor parte expressiva da fração
areia desses solos, servindo como fonte de micronutrientes, à semelhança dos óxidos de
Fe pedogênicos (hematita e goethita).
A cromita (Quadros 4 e 6) é comum em rochas ultramáficas (peridotitos e
serpentinitos). Um pouco de Mg2+ está sempre presente substituindo o Fe2+. Por outro
lado, o Al3+ e o Fe3+ podem substituir o Cr3+. Problemas de fertilidade associados a solos
desenvolvidos sobre esses tipos de rochas são conhecidos e relatados na literatura
internacional (Rabenhorst et al., 1982) e na nacional (Pinto & Kämpf, 1996), com a
vegetação nativa sofrendo problemas de toxidez relacionados com altos teores de Cr, Ni,
Co (Quadro 3) e desbalanço da relação Ca/Mg trocáveis.
Dentre os hidróxidos e oxihidróxidos de Al, a gibbsita (Quadro 4) é o mineral mais
comum nos solos e depósitos de bauxita, que se originam pelo intemperismo avançado
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 259
em certos tipos de rochas ricas em Al e destituídas de quartzo (rochas alcalinas, por
exemplo o tinguaíto). Os oxihidróxidos (boehmita e diásporo) são encontrados em muitas
bauxitas, enquanto os polimorfos bayerita e nordstrandita só foram encontrados em
solos e bauxitas mais recententemente (Hsu, 1989).
Halóides, Sulfatos, Nitratos e Boratos
A classe dos halóides caracteriza-se por ânions halogênicos com grande raio iônico
(Cl-, Br-, F- e I-), fracamente carregados e de fácil polarização. Quando combinam com
cátions de baixa valência, relativamente grandes e fracamente polarizados, formam
estruturas de alta simetria, isométricas e hexaoctaédricas (veja capítulo II), como no caso
da halita (NaCl), silvita (KCl) e fluorita (CaF2), que são os halóides mais comuns.
A fluorita é um mineral comum e amplamente distribuído, seja em veios e pegmatitos
de rochas magmáticas, seja em dolomitos e calcários. Não tem aplicação direta na
agricultura, sendo minerada com propósitos industriais. Sua presença, no entanto, tem
sido associada à incidência de fluorose endêmica(perda de esmalte nos dentes), dadas
as altas concentrações de F em águas consumidas por certas populações.
A halita e a silvita, juntamente com outros sais solúveis (carbonatos, sulfatos e
boratos), concentram-se em depósitos sedimentares conhecidos por evaporitos, formados
por evaporação em planícies costeiras (sabkhas), lagos (playa lakes) e mares adjacentes a
áreas desérticas (Silva et al., 2000a). Os evaporitos podem ser soterrados por outros
sedimentos e após, em profundidade, deformarem-se produzindo domos salinos,
freqüentemente associados a jazidas de petróleo. Em áreas de clima árido e semiárido, a
baixa taxa de lixiviação e a alta evaporação favorecem acumulação desses sais. Em
conseqüência, são formados solos salinos e salino-sódicos, que apresentam problemas
agronômicos de natureza química e física (veja capítulo XIX).
A halita (NaCl), além do uso como sal de cozinha, apresenta inúmeras utilidades
na indústria química. Não tem, porém, utilidade direta na agricultura como
fertilizante. O contrário ocorre com os sais de K. Apesar de ser relativamente abundante
nas rochas (Quadro 2), esse elemento tem disponibilidade imediata muito limitada
para as plantas, por estar contido principalmente nos feldspatos e micas. Em razão
disso, mais de 95 % do K nos minerais dos depósitos evaporíticos atuais e antigos são
utilizados como fertilizante na agricultura: 90 % são na forma de KCl e 5 % na forma
de K2SO4 (DNPM, 2001a). O principal mineral explorado é a silvita (KCl), que contém
o equivalente a 63 % de K2O, seguido da carnalita (KCl.MgCl2.6H2O), caianita
(KCl.MgSO4.3H2O), langbeinita (K2SO4.MgSO4) e polihalita [K2Ca2Mg (SO4)2.2H2O],
com 17, 19, 23 e 16 % de K2O, respectivamente. Na prática, são também comercializados
produtos mistos, a saber: a silvinita (silvita + halita), a hartsalz [(silvita + halita +
kieserita (MgSO4.H2O) e, ou, anidrita (CaSO4)] e a carnalitita (carnalita + halita)
(DNPM, 2001a).
A classe dos sulfatos abrange grande número de minerais, divididos em anidros,
como a anidrita (CaSO4) e a barita (BaSO4), e hidratados, como o gipso (CaSO4.2H2O) e a
polihalita (K2Ca2Mg(SO4)2.2H2O). As ligações S-O dos grupos SO4
2- são fortes, com os
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
260 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
cátions coordenados com os íons sulfatos, formando estruturas ortorrômbicas ou
monoclínicas (veja capítulo II). Nos sulfatos hidratados, a estrutura apresenta-se na
forma de camadas formadas por lâminas duplas de CaSO4, separadas por moléculas de
água (Doner & Lynn, 1989). O gipso é o sulfato mais comum, ocorrendo na forma de
depósitos sedimentares, freqüentemente interestratificados com calcários e folhelhos e
geralmente subjacentes ao salgema (evaporitos), pelo fato de os sulfatos cristalizarem
primeiro por causa de sua menor solubilidade. De forma semelhante aos halóides, o
gipso é encontrado em solos de regiões de clima árido e semiárido. Os sulfatos de K são
amplamente utilizados como fertilizante. O gipso, por sua vez, é usado primordialmente
para fabricação do gesso e para a indústria cimenteira.
No início do século 20, o gipso passou a ser usado na correção de solos sódicos por
meio da substituição do Na pelo Ca, com posterior lixiviação do Na, de forma a melhorar
as propriedades físicas do solo (Loveday, 1984). O chamado gesso agrícola, produto que
vem sendo oferecido no mercado com indicação de fornecer S e Ca em solos e de promover
o crescimento radicular ao diminuir a atividade do Al em profundidade, não vem dessas
fontes naturais, mas, sim, de um subproduto industrial da reação de ácido fosfórico e
superfosfato simples (Raij, 1991).
Os nitratos são estruturalmente análogos aos carbonatos, com estrutura hexagonal
ou ortorrômbica. O mais comum é o salitre-do-Chile (NaNO3), encontrado em regiões
áridas como camada de sal (caliche-do-Chile) intercalada com camadas de areia, de sal
comum e de gipso, cuja ocorrência principal fica no norte do Chile. Durante muito tempo,
foi utilizado como fonte de adubo nitrogenado. Atualmente, vem sendo substituído pela
uréia, cujo N é proveniente do N2 atmosférico (Tisdale & Nelson, 1993). O salitre potássico
(KNO3) é também encontrado na natureza em quantidades bem menores que o salitre-do-
Chile, na forma de eflorescências em solos e rochas, sendo usado também como fonte de
K e N. O KNO3 comercial, no entanto, não vem dessa fonte, sendo produzido a partir da
reação do NaNO3 com o KCl.
Nos boratos, o íon B (pequeno raio iônico) coordena três O, que podem ser
compartilhados por dois íons B vizinhos, formando folhas separadas por camadas de
moléculas de água e unidas por íons Na ou Ca (Dana & Hurbult, 1978). Os boratos são
também encontrados em depósitos evaporíticos. O mais comum é o bórax (Na2B4O7.10H2O),
que é usado na agricultura e em vários processos na indústria química. Outros boratos
comumente encontrados nesses depósitos são a colemanita (Ca2B6O11.5H2O) e a ulexita
(NaCaB5O9.8H2O). Em solos salinos de clima árido, tem sido observada toxidez por B
(Welch et al., 1991). Embora não seja um borato, a turmalina (ciclossilicato) - (Ca,Na)(Al,
Fe, Li, Mg)Al6(BO3)3(SiO6O18)(OH)4 - é um mineral acessório comum em rochas ígneas e
metamórficas, constituindo importante reserva de B no solo, pois é um mineral resistente
ao intemperismo.
Carbonatos
Nos carbonatos, os grupos CO3
2- combinam-se com cátions divalentes de forma que
a relação dos raios impõe a coordenação 6, resultando estruturas simples em que se
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 261
alternam camadas de cátions metálicos com ânions carbonatos (Dana & Hurbult, 1978).
Dessa forma, tem-se uma redução na simetria do sistema isométrico (90 o) para
romboédrico (74 o 55 ') (subdivisão do sistema hexagonal) (veja capítulo II), característico
dos cristais de calcita (CaCO3). Sendo isoestruturais, os cátions metálicos substituem-se
entre si, conforme seus tamanhos (Fe2+ = 0,074 nm; Mn2+ = 0,080 nm e Mg2+ = 0,066 nm),
produzindo substâncias intermediárias entre carbonatos puros: siderita (FeCO3),
rodocrosita (MnCO3) e magnesita (MgCO3). Já a substituição na calcita (Ca
2+ = 0,099 nm)
não é completa, sendo particularmente difícil a do Ca pelo Mg por causa da diferença
nos raios (33 %). Dessa forma, o que ocorre na dolomita [(CaMg(CO3)2] não é resultado de
uma solução sólida, mas, sim, uma alternância de camadas de íons Mg com camadas de
íons Ca, ou seja, um sal duplo. Uma forma polimorfa da calcita de estrutura ortorrômbica
denominada aragonita é comumente encontrada em depósitos recentes e nas conchas de
moluscos. Esta forma é menos estável e costuma transformar-se naturalmente em calcita.
Os carbonatos são encontrados em rochas sedimentares denominadas calcários e
em seu equivalente metamórfico, o mármore, acumulado-se em proporções significativas
também em rochas mistas de carbonatos com argilas (margas). O ambiente típico de
acumulação dos sedimentos carbonáticos é marinho de água rasa com origem química,
orgânica ou clástica. São muito importantes no registro geológico, perfazendo cerca de
25 % das seções estratigráficas (Suguio, 1980). As bacias evaporíticas são outro tipo de
ambiente de acumulação de carbonatos, em áreas bem mais restritas, em regiões de clima
árido, onde os depósitos são chamados de caliche ou calcrete e estão associados a sulfatos
e halóides.
Em razão da abundância e distribuição das rochas calcárias, existem muitos e
importantes solos formados sobre esse tipo de rocha, dependendo do clima a ocorrência
e distribuição dos carbonatos no solo. Em climas áridos, os carbonatos primários
permanecem no solo, enquanto os carbonatos secundários podem acumular próximo à
superfície. Àmedida que a precipitação pluvial aumenta, ocorre progressiva remoção
dos carbonatos das camadas mais superficiais e deposição de carbonato secundário nas
camadas mais profundas. Em climas úmidos, ocorre a remoção total, podendo formar
contato abrupto entre o perfil de solo ácido e a rocha de origem alcalina (Doner & Lynn,
1989). Solos derivados de calcários costumam ser férteis, em geral Chernosols ou Molisols
(conforme a Soil Taxonomy - USDA, 2006), compondo parte dos solos mais férteis da
zona temperada na América do Norte, Europa Central e Ásia (Fanning & Fanning, 1989).
A relação entre rocha calcária e fertilidade do solo também pode ser observada no Brasil,
com valores de pH, teores de Ca e Mg e saturação por bases elevados (Araújo & Olivieira,
2003), mesmo em ambientes que intensificam o intemperismo (Argissolos e Latossolos)
(Valladares, 2002).
No mundo, o maior consumo de calcário ocorre na fabricação de cimentos e cal, e
o mármore é explorado como material de construção e ornamentação. No Brasil, dada
a ocorrência generalizada de solos ácidos, o calcário é usado para correção de pH
(calagem). Estados que não possuem calcário sedimentar, como o Rio Grande do Sul,
usam o mármore moído para correção do solo. Para se ter uma idéia da magnitude da
mineração de calcário no Brasil, das 1.862 minas cadastradas no ano de 2.000 com
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
262 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
produção superior a 10.000 t ano-1, 314 eram de calcário (16,9 % do total), sendo 23,6;
25,4 e 13,5 % consideradas de grande, médio e pequeno porte, respectivamente (DNPM,
2001b). A maioria dessas minas é utilizada para cimento e outros usos não-agrícolas.
Fosfatos
O P pentavalente tem tamanho semelhante ao S hexavalente e, como este,
apresenta-se na forma de grupos tetraédricos (PO4
3-) que não formam grupos
polimerizados. O As e o V podem substituir o P, formando arseniatos e vanadatos,
que são minerais de ocorrência restrita, ao contrário dos fosfatos, principalmente a
apatita, que é constituinte acessório em praticamente todas as classes de rochas ígneas,
sedimentares e metamórficas. Com base nos teores e na amplitude de distribuição
nas rochas comuns, o P é considerado elemento acessório, juntamente com o Mn e o
Ti, nas análises químicas rotineiras das rochas, compondo entre 1 e 3 g kg-1 da rocha
em termos de P2O5 (Quadro 2).
A apatita, fosfato mais abundante e importante, apresenta fórmula geral
Ca5(PO4)3(OH,F,Cl), com substituição (solução sólida) dos ânions F
-, Cl- e OH- e,
mais raramente, do fosfato pelo carbonato (carbonatoapatita). O Ca pode ser
substituído pelo Mn, Sr e outros cátions. Conforme o predomínio do ânion
acompanhante, ocorrem a fluorapatita, a cloroapatita, a hidroxiapatita, dentre
outros. A apatita é um mineral facilmente intemperizável no solo, liberando
prontamente o Ca (Blum et al., 2002). O fosfato pode então combinar com Al, Fe, Mn,
Na, K, Ba, Cu, Zn, etc., formando grande variedade de fosfatos secundários, anidros
e hidratados, como, por exemplo, a variscita-strengita [(Al,Fe)(PO4).2H2O], struvita
(NH4Mg(PO4).6H2O), vivianita (Fe3-xFex(PO4)2(OH)x(H2O)8-x) e muitos outros (veja
capítulo III). Ao mesmo tempo, o P na solução pode ser absorvido pelas plantas,
ligar-se à fração húmica (P orgânico) e mineral (adsorção específica e não-específica)
e ser precipitado com íons Ca2+ e Al3+, dependendo do pH do solo. A complexidade
da dinâmica do P no solo aumenta mais ainda quando são incluídas as reações dos
fertilizantes fosfatados com os constituintes do solo, formando uma série de novos
compostos (Lindsay et al., 1989).
A apatita também concentra-se em veios e pegmatitos, principalmente associada a
rochas alcalinas, formando uma apatita bem cristalizada, de origem ígnea. Esse tipo de
depósito é encontrado no Brasil em Minas Gerais (Araxá e Tapira), Goiás (Ouvidor e
Catalão) e São Paulo (Cajati) (DNPM, 2001b). A apatita pode também concentrar a partir
de processos sedimentares, derivadas de restos de animais e de precipitação química,
formando uma rocha sedimentar conhecida como fosforito, com uma apatita de baixa
cristalinidade (colofana). Depósitos desse tipo são encontrados principalmente no norte
da África (Tunísia, Argélia e Marrocos), Oriente Médio e Estados Unidos. A colofana,
apesar de compor o grupo dos fosfatos naturais, tem solubilidade relativamente elevada
(> 90 g kg-1 P2O5 em ácido cítrico 20 g L
-1). Os fosfatos naturais de origem ígnea têm
solubilidade bem mais baixa (< 60 g kg-1 P2O5 em ácido cítrico 20 g L
-1) e, geralmente, são
tratados quimicamente para produzir compostos mais solúveis (superfosfatos).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 263
MINERAIS PRIMÁRIOS SILICATADOS FONTES DE
NUTRIENTES
Nesossilicatos
Nos nesossilicatos, a relação Si:O é de 1:4, não permitindo a polimerização dos
tetraedros de Si na estrutura. Nesse caso, os tetraedros estão isolados e unidos por ligações
de cátions intersticiais (Figura 3). Em cátion divalente, forma-se uma estrutura do tipo
A2SiO4, como no grupo da olivina (Mg e Fe) e da Fenacita (Be - fenacita e Zn - willemita),
com estrutura ortorrômbica e romboédrica-hexagonal, respectivamente (veja capítulo II).
Cátions tetravalentes como Zr, Th e U têm fórmula ASiO4 e estrutura tetragonal. No
grupo das granadas, a fórmula é do tipo A3B2(SiO4)3, com a posição A ocupada por cátions
divalentes grandes e a B por íons trivalentes menores. O Mg2+, Fe2+ e Mn2+ se substituem
completamente na posição A; já com o Ca essa possibilidade é mais restrita. Na posição
B, ocorre substituição limitada em relação ao Al3+, Fe3+ e Cr3+. A estrutura resultante é
isométrica. Ainda nos nesossilicatos, destacam-se os minerais do grupo Al2OSiO4
(andaluzita, silimanita e cianita) e o esfeno [CaTiO(SiO4)], também conhecido como titanita.
Figura 3. Representação esquemática da estrutura dos nesossilicatos. M - metal.
A olivina é essencial nas rochas ultrabásicas (peridotitos e dunitos) a varietal nas
básicas (olivina basalto). Existe uma série completa de solução sólida que vai da forsterita
[Mg2(SiO4)] à fayalita [Fe2(SiO4)], sendo mais comuns as magnesianas. As olivinas estão
entre os silicatos mais facilmente intemperizáveis, tendendo a desaparecer rapidamente
no perfil de intemperização. As magnesianas tendem à dissolução, formando esmectitas
em climas de lixiviação mais moderada, com o Al sendo suprido pela dissolução dos
minerais adjacentes. Em climas com lixiviação muito intensa e boa drenagem, ocorre
elevada perda do Si e as variedades com Fe, juntamente com os piroxênios, formam solos
altamente oxídicos. Podem também compor depósitos de Ni lateríticos resultantes dos
teores mais elevados de Cr e Ni nas rochas ultrabásicas. A fenacita em pegmatitos e a
willemita em calcários e na zona oxidada de depósitos de Zn são minerais de ocorrência
muito restrita.
O zircão [Zr(SiO4)] é um mineral acessório amplamente distribuído nas rochas
ígneas, concentrando-se em maior quantidade nas ígneas ácidas. É também encontrado
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
264 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
em rochas metamórficas, como o calcário, gnaisse e xisto. Dada sua elevada resistência
ao intemperismo, costuma concentrar-se nos sedimentos arenosos, assim como nos solos.
O zircão normalmente apresenta pequenas quantidades de Hf, Th, U e Y, responsáveis
por radioatividade no mineral.
A granada é um mineral comum como constituinte acessório de rochas
metamórficas (xistos e gnaisses) e de algumas ígneas. Suas subespécies mais comuns
apresentam o Alna posição B e os seguintes cátions na posição A: Mg (piropo), Fe
(almandina), Mn (espessartita) e Ca (grossulária). Com Fe na posição B e Ca na A tem-se
a andradita e com Cr na B e Ca na A a uvarovita. A granada é, como o zircão, bastante
resistente ao intemperismo, podendo acumular-se em solos desenvolvidos de rochas
metamórficas. Neste caso, pode influenciar a presença do Mn em rochas metamórficas
mais ricas em granadas, conforme comentado anteriormente.
Andaluzita, silimanita e cianita são minerais metamórficos encontrados em alguns
tipos de rochas metamórficas e, por sua composição (Al2OSiO4), não contribuem para a
reserva de nutrientes do solo. O esfeno [CaTiO(SiO4)] é um mineral acessório de distribuição
bastante ampla, tanto em rochas ígneas como em metamórficas, de resistência média ao
intemperismo, e pode contribuir com alguma fração do Ca em rochas graníticas pobres
neste nutriente (Quadro 2).
Inossilicatos
Nos inossilicatos, a relação Si:O é 1:3 (piroxênios) e 1:2,75 (anfibólios), o que permite
certo grau de polimerização dos tetraedros de Si, em cadeias simples (piroxênios) ou
duplas (anfibólios) que se prolongam na direção do eixo c (Figura 4).
Figura 4. Representação esquemática da estrutura dos inossilicatos: (a) cadeia simples; (b)
cadeia dupla.
(a) (b)
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IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 265
Nos piroxênios, a fórmula geral é XY(Si2O6) e, nos anfibólios, é XYSi8O22(OH)2. Os
cátions X são, em geral, grandes, por exemplo Ca e Na (coordenação 8 em relação aos O),
e os cátions Y são pequenos, como Mg, Fe, Al, Mn, Li ou Ti (coordenação 6). Pode ocorrer
substituição do Si pelo Al nos tetraedros para compensar a entrada de um íon de carga
maior ou menor. Nos anfibólios, na posição X, pode entrar K, enquanto a substituição
parcial do OH pelo F e O é comum. As posições X e Y, quando são ocupadas por íons
grandes e pequenos, respectivamente, resultam numa estrutura monoclínica
(clinopiroxênio ou clinoanfibólio). Por outro lado, quando ambas são ocupadas por íons
pequenos resultam numa estrutura ortorrômbica (ortopiroxênio ou ortoanfibólio). Pode
ainda ocorrer a ocupação das posições por íons grandes como na wollastonita [Ca(SiO3)],
o que gera uma estrutura triclínica. Em geral, cada piroxênio tem um anfibólio
correspondente (Quadro 7).
Quadro 7. Principais minerais do grupo dos piroxênios e dos anfibólios
Posição X Posição Y Piroxênio Anfibólio sistema 
Enstatita Antofilita ortorrômbico 
Mg Mg 
Clinoenstatita Kupfferita monoclínico 
 
Hiperstênio Antofilita ortorrômbico 
Mg, Fe Mg, Fe 
Clinohiperstênio Cummingtonita monoclínico 
 
Ca Mg Diopsídio Tremolita monoclínico 
Ca Fe Hedenbergita Actinolita monoclínico 
Ca Mn Johannssenita monoclínico 
Na Al Jadeíta Glaucofana monoclínico 
Na Fe Aegerina Arfvedsonita monoclínico 
Li Al Espodumênio monoclínico 
Ca, Na Mg, Fe, Mn, Al, Ti Augita Hornblenda monoclínico 
 
Os piroxênios e os anfibólios são chamados de minerais ferromagnesianos,
considerando a alta percentagem desses elementos na composição química de seus
representantes mais comuns, que são a augita e a hornblenda. A augita é constituinte
essencial de rochas ígneas básicas e ultrabásicas, mas é secundária nas rochas
intermediárias (Figura 2), podendo ocorrer ainda em alguns gnaisses e granulitos.
A hornblenda é constituinte varietal comum em rochas ígneas desde ácidas até
básicas (Figura 2), mas é particularmente característica de rochas metamórficas,
comumente por alteração do piroxênio, sendo o constituinte principal do anfibolito.
Além do Mg e Fe, as hornblendas apresentam teor elevado de Ca e menor teor de Mn
e Ti, chegando a ser a principal fonte desses elementos nas rochas. A hornblenda
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
266 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
sempre apresenta ainda resíduo de K, podendo ser importante fonte desse elemento
em alguns tipos de rochas.
Os piroxênios são considerados minerais muito pouco resistentes ao
intemperismo, mesmo assim chegam a compor parte das frações areia e silte de
solos pouco intemperizados. Os anfibólios, por outro lado, são pouco mais
resistentes e permanecem nas frações areia e silte de solos medianamente
intemperizados, só desaparecendo completamente nos solos de intemperismo mais
avançado.
Além da augita e hornblenda (ferromagnesianos), existem piroxênios e anfibólios
calciomagnesianos (diopsídio, wollastonita e tremolita), que são mais comumente
encontrados em mármores e talco xistos (calcissilicatadas) e piroxênios e anfibólios
sódicos (aegerina, arfvedsonita e riebeckita). Esses minerais formam rochas ígneas
subsaturadas em sílica (sem quartzo), mas ricas em Na e K, chamadas de rochas
alcalinas (sienitos e fonolitos), onde estão presentes feldspatóides (nefelina, leucita e
sodalita).
Filossilicatos
Em razão da inexpressiva ocorrência de outros minerais filossilicatados fontes de
nutrientes no solo, como o talco, as discussões desse item relacionam-se com os minerais
micáceos. As micas são, normalmente, mais estáveis que os demais minerais silicatados
fontes de nutrientes, tais como, feldspato, anfibólio, piroxênio e olivina (Goldich, 1938).
São, portanto, as maiores fontes de K, Fe e Mg em ambientes tropicais e desempenham
importante papel na fertilidade e gênese dos solos. Com relação aos minerais das classes
neso e inossilicatos, as micas apresentam estruturas mais complexas, e o intemperismo
desses minerais mostra-se dependente de suas composições químicas e natureza das
ligações dos elementos.
As micas são minerais em camadas (filossilicato), negativamente carregadas,
do tipo 2:1, sendo compostas por uma lâmina octaédrica (O) entre duas lâminas
tetraédricas (T) (Figuras 5b,c e 6a). As lâminas tetraédricas consistem de tetraedros
de SiO4 arranjados de tal maneira que três O de cada tetraedro são compartilhados
com o Si de três tetraedros vizinhos, resultando em um anel hexagonal de tetraedros
(dois tetraedros adjacentes compartilham somente um O) (Figura 5a). Esses três O
compartilhados ficam no mesmo plano, sendo referidos como basais. O quarto O de
cada tetraedro não é compartilhado com outro tetraedro de silício, ficando livre para
ligar-se com outros elementos poliedrais (O apical). Todos os oxigênios apicais
apontam para a mesma direção, formando os planos basal e apical de O (Figura 5b e
6a). Já a lâmina octaédrica consiste de seis hidroxilas, em dois planos, em coordenação
octaédrica com um cátion central. Em alguns casos, pode haver substituição de OH
por F.
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 267
Figura 5. Estrutura 2:1 das micas e detalhes da lâmina tetraédrica: (a) composição hexagonal
dos tetraedros de silício com a hidroxila da lâmina octaédrica localizada no centro de cada
hexágono no plano dos seus vértices. No caso da lepidolita, o flúor está no lugar das
hidroxilas; (b) vista lateral de duas lâminas tetraédricas com os vértices voltados para
dentro da estrutura, mostrando a localização dos átomos de Al (dioctaedral) da lâmina
octaédrica; (c) vista lateral da camada 2:1, com detalhe para as possibilidades de substituição
isomórfica na muscovita.
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
268 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
Figura 6. Crescimento das micas na direção c e detalhes da lâmina octaédrica: (a) vista lateral
de um mineral genérico (dioctaedral e trioctaedral) mostrando os íons potássio
promovendo a união de camadas adjacentese a distância basal do mineral; (b) detalhe
(vista superior) de uma lâmina dioctaédrica, mostrando que, a cada três posições, duas
são ocupadas pelo cátion octaedral (Al3+); (c) detalhe (vista superior) de uma lâmina
trioctaédrica, onde todas as três posições são ocupadas pelo cátion octaedral (Fe2+ e Mg2+).
De acordo com a valência do cátion existem duas maneiras de preencher os sítios
octaédricos. Quando um cátion divalente, como Mg2+ e Fe2+, encontra-se em todas as
posições octaédricas, forma-se a estrutura trioctaedral (todos os três sítios octaedrais
estão ocupados por cátions) (Figura 6c). Cada OH é compartilhada com três cátions
divalentes, garantindo a neutralidade da estrutura. Outra possibilidade é a presença de
cátions trivalentes, como Al3+, dentro das posições octaédricas. Para preservar a
eletroneutralidade, apenas dois cátions são necessários, formando a estrutura dioctaedral,
onde cada OH é ligada com dois cátions (para cada três posições octaédricas, apenas
duas são ocupadas por cátions) (Figuras 5b e 6b).
A ligação na estrutura 2:1 (formação da camada) é feita pelo O apical da lâmina
tetraédrica que se volta para dentro da estrutura, ligando-se diretamente ao cátion na
posição octaédrica, formando quatro planos de ânions (Figuras 5b e 6a). Os planos
externos consistem dos O basais das duas lâminas tetraédricas, enquanto os dois planos
internos consistem dos O comuns às lâminas tetraédricas e octaédricas mais as OH da
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 269
lâmina octaédrica. A estrutura é constituída de tal forma que quatro das seis OH estão
substituídas por O apicais das lâminas tetraédricas. As duas OH restantes orientam-se
para o centro do poro hexagonal deixado pelos vértices dos tetraedros (Figura 5a).
As camadas 2:1 adjacentes são ligadas por cátion, principalmente K, que promove
o crescimento do mineral na direção basal (eixo c) (Figura 6a). A entrada de cátions nessa
posição é devida ao excesso de carga negativa na estrutura em razão da substituição
isomórfica de cátions nas lâminas tetraédricas e octaédricas. A carga nas camadas de micas
está em torno de -1,0 por unidade de fórmula, resultante de três mecanismos (Figura 5c): i)
substituição de Si4+ por R3+ (primariamente Al3+ e Fe3+) nas posições tetraédricas; ii)
substituição de R2+ ou R3+ por R+ ou R2+ nas posições octaédricas ou; iii) posições
octaedrais vazias.
O K, chamado de "cimento eletrostático", é retido dentro dos espaços deixados
pelo retículo hexagonal dos O dos tetraedros de Si, proveniente do déficit de carga positiva
nos cátions tetraédricos e octaédricos para balancear as cargas negativas do O e OH e,
eventualmente, F. A coordenação do K com os ânions dentro do hexágono é um problema
complexo. Em uma disposição hexagonal ideal dos O basais, o K deveria coordenar 12
átomos de O, seis acima e seis abaixo dele. Nessa coordenação, o raio do cátion deveria
ser de 0,168 nm, o qual excede de maneira considerável o raio iônico do K, que é de
0,133 nm. A análise de cristais isolados de muscovita e outras micas indica que o K nas
entrecamadas encontra-se próximo a apenas seis O basais, três acima e três abaixo,
situando-se os outros seis O a uma distância maior (Sparks & Huang, 1985). Na verdade,
os O basais da camada tetraédrica não apresentam um plano hexagonal, mas, sim,
ditrigonal, definido pela rotação dos tetraedros (Figura 7). O tamanho da lâmina
tetraédrica excede o tamanho da octaédrica e, para efetuar o ajuste no momento da
união entre elas, a lâmina tetraédrica sofre contração. A redução no tamanho se dá
pela rotação de seus tetraedros de tal forma que se origina a estrutura ditrigonal.
Simultaneamente, a lâmina octaédrica se distende. Como conseqüência, o número de O
coordenados em torno do K cai de 12 (hexágono ideal) para seis (estrutura ditrigonal -
três O em cada lâmina tetraédrica adjacente), resultando em ligação mais próxima e
mais forte (Figura 7b).
O grau de rotação da lâmina tetraédrica (Figura 7b) irá depender do cátion na lâmina
octaédrica. Na estrutura dioctaédrica, a diferença na distância da direção b entre a lâmina
tetraédrica e a lâmina octaédrica é maior, comparada com a trioctaédrica, resultando em
maior rotação dos tetraedros. Com o incremento da rotação, há maior aproximação do K
com os oxigênios, acentuando a coordenação com os seis átomos de oxigênio e resultando
em retenção mais forte do K nas micas dioctaedrais.
A muscovita e a biotita são as principais micas encontradas nos solos. A primeira é
do tipo dioctaedral, com o Al ocupando os sítios octaédricos. Já na biotita, essas posições
são ocupadas por cátions divalentes, Mg e Fe (trioctaedral).
Na muscovita [K(Si3Al)Al2O10(OH)2] e na biotita [K(Si3Al)(Fe
2+,Mg2+)3O10(OH)2], a carga
negativa das camadas provém da substituição isomórfica de um a cada quatro Si4+ na
fórmula da pirofilita (Si4Al2O10(OH)2), por um Al
3+ (X = 1). A pirofilita (como o talco) é um
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
270 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
mineral que não apresenta substituição isomórfica (X = 0) e cátions intercamadas (veja
capítulo II). As forças de van der Waals entre os planos basais de O são responsáveis
pela união de camadas 2:1 adjacentes. Já as micas "quebradiças", tais como a margarita
e a clintonita, têm X igual a 2. Na forma da pirofilita, dois tetraedros de Si, em cada
quatro, são substituídos por Al na fórmula da margarita, com as cargas intercamadas
neutralizadas por cátions divalentes, principalmente, Ca2+.
A ligação entre as camadas adjacentes pelo K na biotita e muscovita (Figura 6a) é tão
intensa que moléculas de água e outras moléculas polares não podem entrar no espaço
intercamada, e os minerais não são expansivos. Como resultado, o K dessa região é
considerado estrutural e não pode ser trocado por cátions hidratados da solução do solo.
Figura 7. Rede de tetraedros da mica projetados sobre plano (001), em que os círculos
grandes são oxigênios: (a) disposição hexagonal ideal; (b) distribuição ditrigonal obtida
pela rotação dos tetraedros em 20o cada um. Observar a formação de uma região em
"cunha", em que o K fica coordenado com apenas três, dos seis, oxigênios do retículo
ditrigonal.
Fonte: Adaptado de McCauley & Newnham (1971).
Intemperismo da Mica e Liberação de K (Muscovita e Biotita) e Mg e Fe
(Biotita)
A liberação de K das micas é conseqüência de dois processos: i) transformação de
micas com K entrecamadas para minerais 2:1 expansivos pela redução da carga negativa
e pela troca de K por cátions hidratados; ii) dissolução das micas seguida pela
recombinação dos produtos do intemperismo. Nesse último processo, com a quebra da
estrutura das micas trioctaedrais, íons Mg e Fe também são liberados para a solução do
solo. A importância relativa desses processos depende da estabilidade das micas e da
natureza do ambiente do solo.
A liberação de K pela transformação das micas em minerais 2:1 expansivos tem
sido verificada pelo intemperismo de borda ou camada (planos preferenciais de
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 271
intemperismo). Três partículas de mineral interestratificado mica-vermiculita, com
cerca de 50 % de suas camadas expandidas, são apresentadas na figura 8. Nos
modelos (8a) e (8b), as camadas expandidas [d(001) = 1,4 nm - vermiculita] são
descontínuas mas apresentam terminações internas não expandidas [d(001) = 1,0
nm - mica], formando zonas em cunha. Essas cunhas podem evoluir até a outra
extremidade do mineral. No modelo (8c), os espaços entrecamadas expandidos e não
expandidossão uniformemente distribuídos. O intemperismo em "camada" (modelo
c) é mais comum em partículas menores de mica, enquanto o intemperismo de borda
é mais comum em partículas maiores.
Figura 8. Diagrama de partículas de mica intemperizada com cerca de 50 % de camadas
expandidas (vermiculita): (a) borda em franja e núcleo de mica; (b) camadas alternadas
abertas até a metade da partícula e; (c) interestratificação regular mica-vermiculita sem
zonas em cunha.
A transformação da mica para minerais 2:1 secundários, com a liberação de K
estrutural, deve-se ao intemperismo, com redução do tamanho da partícula, diminuição
no teor de K, aumento no espaço basal e redução da carga estrutural dos minerais (Figura 9).
A redução da carga estrutural é atribuída, principalmente, à reversão das substituições
isomórficas durante o intemperismo dos minerais, quando os cátions de maior valência
voltam a ocupar a posição tetraédrica e octaédrica (por exemplo, troca de tetraedros de
Al3+ por tetraedros de Si4+ na lâmina tetraédrica).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
272 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
Figura 9. Dinâmica de intemperismo dos minerais 2:1.
O mecanismo de liberação de K das micas por dissolução do mineral (segundo
processo) é mais complexo do que a simples transformação de mica em minerais
expandidos. Por exemplo, o intemperismo da biotita em caulinita deve ser precedido da
ruptura das ligações da mica, em virtude da necessidade de transformação de uma
estrutura 2:1 trioctaedral em uma 1:1 dioctaedral. Teorias dessa alteração incluem
mecanismos de dissolução/reprecipitação/recombinação, com a migração dos cátions
octaedrais e entrada de íons Al. Entretanto, existem controvérsias, mesmo naqueles
ambientes em que, aparentemente, a biotita é alterada diretamente para caulinita, se ocorre
a formação de um produto intermediário, com vida efêmera. Rebertus et al. (1986)
propuseram que o Al liberado do intemperismo da bitota (presente na lâmina tetraédrica
em substituição ao Si) precipita como Al-hidróxi no mineral alterado, formando vermiculita
com Al-hidróxi entrecamadas (VHE - produto intermediário). Essa fase, então,
transforma-se em caulinita pela combinação da estrutura da vermiculita com o Al-hidróxi
entrecamadas. A reação geral, excluindo o estádio efêmero de VHE, é representada por:
K2(Fe3Mg3)(Al2Si6)O20(OH)4 (biotita) + 4Al(OH)2
+ + 10H+ ↔
 1,5Al4Si4O10(OH)8 (caulinita) + 2K
+ + 3Fe2+ + 3Mg2+ + 5H2O (1)
Segundo Rebertus et al. (1986), a reação apresentada na equação (1) requer perda de K,
Fe e Mg (nutrientes liberados para a solução do solo), expansão da estrutura da biotita para
vermiculita, troca de cátions entrecamadas por ilhas de hidróxi-Al e deslocamento dos
tetraedros de Al para a posição octaedral. Isso resulta em perda de um a cada quatro cátions
tetraedais (perda total da substituição isomórfica nas lâminas tetraédricas: em situação ideal,
o nível de substituição isomórfica de tetraedros de Si por tetraedros de Al na lâmina tetraédrica
na biotita é de 25 %) e inversão completa de uma lâmina tetraédrica da estrutura 2:1 da biotita.
Na biotita com alteração hidrotermal em solos da Nova Zelândia, Ahn & Peacor (1987)
observaram, por meio de microscopia eletrônica de transmissão, que a caulinita estava
intimamente interestratificada na biotita, com duas camadas de caulinita terminando em
uma camada de biotita. Os autores concluíram que uma camada 2:1 (T-O-T) da biotita
transformou-se em duas camadas (T-O) de caulinita. Para isso, seria necessária a troca de
uma lâmina trioctaédrica rica em Fe e Mg por duas lâminas dioctaédricas com Al, inversão
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 273
de uma lâmina tetraédrica da camada T-O-T, e troca de todo o Al na lâmina tetraédrica por
Si. Ahn & Peacor (1987) estimaram a reação envolvida como:
K2(Fe3Mg3)(Al2Si6)O20(OH)4 (biotita) + 6Al
3+ + 2H4SiO4 + 4H2O ↔
 2Al4Si4O10(OH)8 (caulinita) + 2K
+ + 3Fe2+ + 3Mg2+ + 4H+ (2)
A reação descrita na equação (2) difere daquela proposta por Rebertus et al. (1986)
(Equação 1), pela não-formação de VHE como intermediário e porque o Al e o Si não são
conservativos na estrutura (entrada de Al e Si da solução externa - Equação 2). Em termos
de fertilidade do solo, verifica-se em ambas as reações (1 e 2) intensa liberação de K, Mg
e Fe no processo de "dissolução" da biotita e reprecipitação/reorganização de seus
produtos do intemperismo em minerais secundários (nesse caso, a caulinita).
Murphy et al. (1998), observando partículas de biotita em microscópio eletrônico de
transmissão acoplado com microssonda de dispersão de raios-X (MDRX), verificaram
que muitos dos cristais consistiam de uma mistura complexa de camadas de 1,05 nm
(biotita alterada) e camadas de 0,7 nm (caulinita) (Figura 10a): a região direita do cristal
contém principalmente camadas de caulinita (0,7 nm) (Figura 10b), em que as análises
microquímicas por MDRX revelaram composição química próxima à da caulinita; no
interior do cristal, os autores verificaram a ocorrência de ambas as camadas (1,05 e 0,7
nm) (Figura 10c), com composição química intermediária entre os dois minerais; na região
esquerda do cristal de biotita (Figura 10a), apenas camadas de 1,05 nm são visíveis, com
composição típica da biotita (Figura 10d).
Figura 10. Micrografias de filossilicatos obtidas por microscopia eletrônica de transmissão de
alta resolução: (a) cristal com camadas de biotita (bio) e caulinita (caul); (b) ampliação da
área identificada em (a) como caulinita. A maioria das camadas apresenta 0,7 nm de
espessura; (c) ampliação da área identificada em (a) como biotita + caulinita. Notar o
aumento na espessura do pacote de caulinita e correspondente redução na espessura do
pacote de biotita em direção à direita da imagem. As setas apontam para a junção de uma
camada individual de 1,05 nm entre duas camadas de 0,85 nm, as quais caminham para
camadas mais finas (0,72 nm); (d) ampliação da área identificada em (a) como biotita. A
maioria das camadas é de 1,05 nm de espessura.
Fonte: Murphy et al. (1998).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
274 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
Ainda com relação ao intemperismo de partículas de biotita, Martín-García et al.
(1999) observaram o intemperismo direto de partículas de biotitas do tamanho silte e
areia de fragmentos de micaxisto em caulinita (Figura 11).
Figura 11. Micrografias obtidas por microscopia eletrônica de varredura, mostrando os
diferentes estádios de alterações da biotita em fragmentos de micaxisto em Alfisols: a)
camadas de filossilicatos começando a abrir [esfoliação paralela ao plano (001)]; b) e c)
estádios mais avançados de alteração com perda da morfologia laminar do mineral.
Fonte: Martín-García et al. (1999).
Os fatores que afetam a transformação das micas são agrupados em: natureza do
mineral, tamanho da partícula e condições ambientais.
Natureza do Mineral
Como o início do intemperismo da mica com a formação de minerais 2:1 secundários
ocorre pela liberação de K e expansão do mineral, o fator determinante nesse processo é
a intensidade das forças internas de atração/repulsão do K coordenado nos poros
ditrigonais (Figura 7b).
Exceto para micas que contêm F na estrutura, como lepidolita, as micas trioctaedrais
(biotita) são mais susceptíveis ao intemperismo que micas dioctaedrais (muscovita)
pela liberação mais fácil do K entrecamada (Figura 6a). O F na lepidolita, ligado ao
cátion dioctaedral no lugar da hidroxila,localizado logo acima do poro ditrigonal
(Figura 5a), retém o K com maior energia do que o O da OH dada sua maior
eletronegatividade, além da ausência de H próximo ao K, como se verifica para a OH.
Essa maior atração entre F e K confere à lepidolita maior estabilidade, que é uma mica
com características trioctaedrais. Quanto maior o teor de F no mineral, maior sua
estabilidade.
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 275
Nas micas sem F, a posição do H da OH depende do tipo de mica. Nas
trioctaedrais, como biotita, a ligação O-H é comumente orientada normal ao plano
da camada trioctaedral, ficando diretamente sobre o poro ditrigonal. A distância
entre o H e o K é reduzida, aumentando a repulsão e reduzindo a força de retenção
do K e, conseqüentemente, a estabilidade do mineral. A repulsão é devida à carga
positiva do K e à alta densidade de carga positiva do H da OH. Dada a diferença de
eletronegatividade entre O e H, a ligação covalente O-H é do tipo polar (o O atrai
mais fortemente o par eletrônico da ligação). Já nas micas dioctaedrais o H da OH
tende a se orientar em direção ao sítio vazio da camada octaedral (Figura 5b) (1/3
das posições octaedrais são vazias), aumentado sua distância com o K e a
estabilidade do mineral. A distância da ligação K-O no poro ditrigonal aumenta de
0,285 nm em micas dioctaedrais para 0,3 nm em micas trioctaedrais (Leonard &
Weed, 1970). Nos solos em que ocorre apenas a muscovita, mesmo que os teores
totais de K no mineral sejam altos, as plantas, normalmente, respondem
positivamente a adubações potássicas.
Além da orientação da OH, outros fatores relacionados com a natureza do mineral
são importantes para determinar a força de retenção do K e sua conseqüente resistência
ao intemperismo, tais como: composição química, seqüência de empilhamento, nível de
substituição isomórfica, distorção estrutural e distribuição de sítios vazios na lâmina
octaédrica (Sparks, 1987).
Com a oxidação do Fe, alguns dos cátions octaédricos da biotita são expelidos
(Gilkes, 1973; Gilkes & Yong, 1974), o que resulta em sítios octaedrais livres, e o H da
OH pode orientar-se e ficar mais distante do K. Com isso, a biotita retém o K mais
fortemente, aumentando a estabilidade do mineral. A maior estabilidade de biotita
após oxidação também tem sido atribuída à liberação de prótons durante a oxidação,
transformando a OH em O e aumentando a força de atração e retenção do K (Ross &
Rich, 1974). Por outro lado, segundo Leonard & Weed (1970), durante o intemperismo
inicial de micas trioctaedrais, a liberação de K, em algumas camadas, pode reduzir a
estabilidade do mineral, acelerando seu intemperismo, uma vez que a liberação de K é
acompanhada por ligeiro aumento na dimensão b, o que pode afastar a ligação K-O.
Outro fator de extrema importância para definir a estabilidade da mica é a carga do
mineral, e quanto maior for a substituição nas lâminas tetraédricas, maior será a energia
de ligação do K.
Tamanho da Partícula
Espera-se que a liberação de K seja mais rápida em partículas mais finas do que em
partículas mais grossas de micas em virtude da maior superfície específica. Avaliando o
efeito da redução da concentração de K na solução do solo sobre intemperismo da mica,
após três anos de cultivo, Tributh et al. (1987) encontraram diminuição na intensidade
da reflexão (001) da ilita e aumento da esmectita nos difratogramas de raios-X,
indicando a transformação destes minerais no solo, principalmente na fração argila
mais fina (< 0,06 µm).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
276 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
A liberação inicial rápida de K dos minerais é, principalmente, devida ao
intemperismo de borda (Figura 8a,b), processo controlado por reações de difusão. A
difusão aumenta com a redução no tamanho da partícula. A menor liberação de partículas
grosseiras é atribuída à menor superfície específica e à maior distância em que os íons
devem difundir. Após a liberação inicial, o K nas partículas finas é liberado
preferencialmente pelo intemperismo de camadas (Figura 8c) em relação às partículas
mais grosseiras, nas quais o intemperismo de borda continua a ser o principal mecanismo.
Dessa forma, após a liberação inicial, pode haver inversão, ou seja, partículas mais
grosseiras liberam K a uma taxa maior (Figura 12). Para partículas de 50 a 60 µm, a
extração total ocorreu num período superior a três anos, enquanto esse período caiu para
dois anos para partículas de 10 a 20 µm.
Figura 12. Potássio extraído de amostras de muscovita com diferentes classes de tamanho em
solução com sódio tetrafenil boro (NaTFB).
Fonte: Adaptada de Scott (1968).
Graças à maior facilidade de intemperismo da mica trioctaedral, Ezzaïm et al. (1999)
observaram intensa alteração dos minerais micáceos, mesmo nas frações mais grosseiras
do solo, principalmente biotita em vermiculita, vermiculita trioctaedral com hidróxi-Al
entrecamadas (VHE) e caulinita (Figura 13). Essas transformações (biotita em minerais
secundários) foram acompanhadas pela redução nos teores de K2O, MgO e Fe2O3 na
fração areia grossa e nos anéis de intemperismo analisados diretamente na rocha de
origem (tufos vulcânicos com 130 g kg-1 de biotita).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 277
Figura 13. Difratogramas de raios-X (radiação CuKα) das frações areia grossa (a) e silte (b) do
horizonte subsuperficial de solo originado de tufos vulcânicos. VHE - vermiculita com
hidróxi-Al entrecamadas; Mi - mica; Mi-VHE - mineral interestratificado; Ct - caulinita;
Qz - quartzo; Ab - albita; FdK - feldspato potássico.
Fonte: Adaptada de Ezzaïm et al. (1999).
Efeito de Condições Ambientais
Os seguintes fatores ambientais interferem no intemperismo das micas: atividade
e natureza dos íons na solução do solo, presença de agentes complexantes de metal,
temperatura, atividade biológica, umidade e ciclos de umedecimento e secagem. Essas
condições também definem o intemperismo dos minerais e a liberação de nutrientes das
demais classes de silicatos: neso, ino e tectossilicatos.
Os organismos e os ácidos orgânicos do solo atuam na redução da concentração
iônica da solução do solo, aumentando a taxa de liberação de K pelas micas (Wentworth
& Rossi, 1972; Havlin et al., 1985). Ácidos húmicos e fúlvicos apresentam elevada
capacidade de complexação de Fe, Al e Mg.
Quanto maior a concentração de K em volta da partícula, menor sua liberação
para a solução do solo. Como os minerais mantêm um equilíbrio com o K da solução do
solo, o elemento é liberado da estrutura do mineral, quando a concentração de K é
menor que o valor crítico, específico para cada mineral. Mas, quando a concentração é
maior do que o valor crítico, o K da solução do solo entra na estrutura das micas,
podendo ser fixado nas camadas expandidas. A concentração crítica na qual a liberação
de K é inibida varia de 2,3 a 16,8 mg L-1 para micas trioctaedrais em soluções diluídas
e abaixo de 0,1 mg L-1 para muscovita (Martin & Sparks, 1985). Para que a muscovita
libere K, sua concentração na solução do solo deve cair a valores muito baixos
comparada com a liberação pela biotita. A sensibilidade da muscovita ao teor de K na
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
278 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
solução do solo é o fator ambiental mais importante para sua resistência, mesmo na
fração argila dos solos.
Com a difratometria de raios-X (DRX), é possívelacompanhar, principalmente por
meio da relação entre as intensidades das reflexões basais desses minerais [(R =
intensidade da reflexão (001)/intensidade da reflexão (002)], o intemperismo da biotita
e muscovita em amostras onde os minerais coexistem. Pal et al. (2001a) observaram que
a maior liberação de K não-trocável e estrutural em solos ricos em partículas finas de
biotita e muscovita foi de um Typic Ustochrept (Figura 14). Esse solo apresentou teor
acumulado de K de 450 mg kg-1 após 24 extrações com BaCl2 1 mol L
-1 e o maior valor de
R, indicando o predomínio de cristais trioctaedrais. No Typic Haplaquept, houve liberação
máxima de K de 6 mg kg-1 e valores de R próximos de 1,0, principalmente para os minerais
na fração argila, indicando a ocorrência apenas de muscovita. No caso de mistura das
duas micas, ambas irão contribuir para a intensidade da reflexão basal (001) em 1,0 nm,
enquanto a contribuição da biotita para a reflexão (002) em 0,5 nm é inexpressiva,
resultando alto valor para a relação das intensidades das reflexões (R > 1,0).
Figura 14. Relação entre o número de extrações com BaCl
2
 1 mol L-1 e a liberação acumulada de
K de solos indianos formados de diferentes materiais de origem.
Fonte: Pal et al. (2001a).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 279
Além do efeito da diminuição dos teores dos elementos na solução do solo,
aumentando a liberação de formas estruturais, o processo de absorção de cátions
(principalmente de NH4
+) pelas plantas acarreta, também, a formação de microrregião
com alta concentração de H+, acelerando o processo de liberação de K (Rice & Kamprath,
1968). Adicionalmente, ácidos orgânicos são exsudados pelas raízes e produzidos no
solo, por meio da decomposição de resíduos de plantas e de animais, pelo metabolismo
de microrganismos, especialmente em solos florestais, promovendo um ataque ácido
aos minerais do solo, liberando os elementos para a solução. A atividade biológica
também pode facilitar o processo de intemperismo das micas por meio de desagregação
física das partículas, facilitando a passagem das partículas de mica para as frações
mais finas do solo (Figura 15).
Figura 15. Detalhe de uma hifa fúngica separando as partículas de mica da parte externa de um
fragmento de arenito.
Fonte: Certini et al. (2003).
A lixiviação apresenta papel importante na redução da atividade de K da solução
do solo. Em condições de boa drenagem, alta proporção de K é perdida por lixiviação,
acelerando o processo de intemperismo das micas.
Considerando os efeitos de fatores ambientais discutidos anteriormente, é previsível
a existência de forte interação entre o manejo dos solos, como a intensidade de cultivo, e
o intemperismo das micas e a taxa de liberação de nutrientes. Surapaneni et al. (2002)
avaliaram a disponibilidade de K em várias classes de solos da Nova Zelândia e
observaram estreita e inversa relação entre nível de utilização dos solos com pastagem e
teor de K disponível e de mica. Os solos sob condições naturais (mata) continham 66 a
130 % mais mica do que os solos correspondentes sob intensa utilização. Por outro lado,
nos solos sob pastagem, verificou-se aumento nos teores de minerais interestratificados
mica-vermiculita e mica-esmectita.
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
280 VANDER DE FREITAS MELO ET AL.
Tectossilicatos
Os feldspatos são os principais minerais silicatados do grupo dos tectossilicatos e
constituem importante fonte de nutrientes, especialmente K e Ca. São silicatos de Al com
K, Na e Ca e, raramente, Ba. Podem pertencer aos sistemas monoclínico ou triclínico,
porém os cristais dos diferentes sistemas mostram semelhantes hábitos cristalinos e
ângulos de clivagem (próximo de 90 º) (veja capítulo II). Os feldspatos são constituídos
por cadeias tridimensionais de tetraedros de SiO4 e AlO4 (na proporção 3:1) ligados em
todas as direções pelos O dos tetraedros. Como, para cada quatro átomos de silício (Si)4+,
um é substituído por alumínio (Al)3+, este excesso de carga negativa permite a introdução
de um cátion monovalente para cada tetraedro de AlO4 na estrutura do mineral.
Conseqüentemente, para cada quatro tetraedros existe um átomo de K ou Na para manter
a eletroneutralidade. Por sua vez, a introdução de um cátion divalente, como o Ca ou Ba,
exige 50 % de substituição de tetraedros de Si por tetraedros de Al. Além do K, Na, Ca e
Ba, outros cátions, em menor extensão, como Fe, Pb, Rb e Cs, podem ocupar estas posições,
existindo certo grau de substituição isomórfica entre eles.
De acordo com sua composição química, os feldspatos formam três grupos principais:
potássicos, sódio-cálcicos e báricos. Todos têm praticamente a mesma estrutura,
consistindo de cadeias de anéis com quatro tetraedros paralelos ao eixo a, ligando-se a
outras cadeias, também paralelas, por ligações iônicas por meio dos íons K+, Na+, Ca2+ ou
Ba2+ e, ou, pelo compartilhamento de átomos de O (Huang, 1989). Uma cadeia em zigue-
zague é formada pela superposição de cadeias de anéis com quatro tetraedros que
compartilham alguns de seus vértices para formar novos anéis. A repetição de cadeias
na direção a varia entre as espécies de feldspato de 0,81 a 0,86 nm (Figura 16).
Figura 16. Aspecto da estrutura essencial dos feldspatos projetada no plano (001) onde os
círculos pretos pequenos são átomos de silício e alumínio e os círculos maiores são átomos
de oxigênio.
Fonte: Adaptada de Huang (1989).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO
IV – RESERVA MINERAL DO SOLO 281
Considerando que os feldspatos de Ba são raros e por isto têm importância
secundária, os feldspatos comuns podem ser considerados como soluções sólidas entre
os três componentes: feldspatos potássicos (KAlSi3O8), albita (NaAlSi3O8) e anortita (CaAl2
Si2O8), com unicamente K, Na ou Ca, respectivamente. Os fedspatos ricos em K ou Na e
pobres em Ca são denominados feldspatos alcalinos, enquanto os ricos em Ca e, ou, Na
e pobres em K são denominados plagioclásios (Figura 17).
O feldspato potássico admite até 30 % de Na (relativamente ao K) e até 8-9 % de Ca
na sua estrutura, ao passo que os plagioclásios admitem até 30 % de K nos mais sódicos
e até menos de 7 % de K nos mais cálcicos. Este fato tem importância muito grande, uma
vez que os plagioclásios podem suprir algum K em solos com ausência de feldspatos
potássicos, como solos desenvolvidos de basalto, enquanto feldspatos potássicos podem
suprir algum Ca em solos com teores muito baixos de plagioclásios.
Os feldspatos potássicos (ortoclásio, microclínio, sanidina e adulária) apresentam
a mesma composição química. Sanidina é um feldspato monoclínico com pequeno ângulo
axial óptico e comumente ocorre em rochas vulcânicas. O ortoclásio também apresenta
sistema monoclínico, mas o ângulo axial óptico é grande. Já o microclínio é triclínico,
com grande ângulo axial óptico. E, por último, a adulária pode ser tanto monoclínica
como triclínica, com ocorrência limitada a veios com baixa temperatura hidrotermal
(Huang, 1989). Um fenômeno muito comum nos feldspatos potássicos, principalmente o
microclínio, é a pertitização, que são exsoluções de albita. A pertitização decorre do fato
de que em altas temperaturas (> 500 ºC) o feldspato potássico admite altas quantidades
de Na na sua estrutura (Figura 17). Entretanto, quando a temperatura diminui, as
Figura 17. Variação na composição dos feldspatos.
Fonte: Adaptada de Dana & Hurbult (1978).
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QUÍMICA E MINERALOGIA DO SOLO