Buscar

Apostila de geologia e mineralogia

Prévia do material em texto

GEOLOGIA E MINERALOGIA 
 
 
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile 
Elaborada por: Prof. Dr. José Marques Junior 
 
 i 
Conteúdo 
CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA................................................................... 1 
1.1. Introdução .............................................................................................................. 1 
1.2. Os Solos nos Ecossistemas ................................................................................... 4 
CAPÍTULO 2 - ESPÉCIE MINERAL .................................................................................. 8 
2.1. Introdução .............................................................................................................. 8 
2.2. Noções de cristalografia ......................................................................................... 8 
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária .......................................................................... 8 
2.2.2. Sistemas Cristalinos .......................................................................................11 
2.3. Princípio da coordenação ......................................................................................14 
2.4. Substituição Iônica ................................................................................................18 
2.5. Espécie Mineral ....................................................................................................20 
2.6. Classificação das espécies minerais .....................................................................21 
2.7. Minerais das rochas e dos solos ...........................................................................26 
CAPÍTULO 3 - GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS ..................................................27 
3.1. Generalidades .......................................................................................................27 
3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro ................................................................................28 
3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio ..........................................................................31 
3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas .......................................................................32 
CAPíTULO 4 - GRUPO DOS SILlCATOS ........................................................................33 
4.1. Generalidades .......................................................................................................33 
4.2. Classificação .........................................................................................................35 
4.2.1. NESOSSILICATOS ........................................................................................40 
4.2.2. SOROSSILICATO ..........................................................................................41 
4.2.3. CICLOSSILlCATOS .......................................................................................41 
4.2.4. INOSSILlCATO ..............................................................................................42 
4.2.5. FILOSSILlCATO .............................................................................................44 
4.2.6. TECTOSSILlCATOS ......................................................................................54 
CAPÍTULO 5 - INTEMPERISMO .....................................................................................58 
5.1. Considerações Gerais ...........................................................................................58 
5.1.1. Trabalho de Goldich (1938) ............................................................................59 
5.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) .......................................................................64 
5.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo ..........................................................66 
5.2.1. Intemperismo Físico .......................................................................................67 
5.2.2. Intemperismo Químico ...................................................................................69 
5.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas .......................................................78 
5.3.1. Alguns exemplos ............................................................................................78 
CAPÍTULO 6 - ROCHAS MAGMÁTICAS .........................................................................81 
6.1. Introdução .............................................................................................................81 
6.2 Origens e tipos fundamentais de magmas .............................................................82 
6.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas ..........................................86 
6.4. Resfriamento do Magma .......................................................................................88 
6.4.1. Estágios de Resfriamento ..............................................................................89 
6.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico) .....................................................89 
6.4.1.2. Estágio Hidrotermal .....................................................................................89 
6.4.2.Textura das rochas magmáticas ......................................................................89 
6.5. Seqüência de Cristalização ...................................................................................91 
6.6. Principais Rochas Magmáticas .............................................................................93 
6.6.1. Família Granito - Riólito ..................................................................................93 
6.6.2. Família Diorito - Andesito ...............................................................................94 
6.6.3. Família Gabro-Basalto ...................................................................................94 
CAPÍTULO 7 - ROCHAS SEDIMENTARES .....................................................................96 
 ii 
7.1. Introdução .............................................................................................................96 
7.2. Ciclo Sedimentar ...................................................................................................98 
7.3. Composição ........................................................................................................ 103 
7.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares ................................................... 105 
7.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem ........................................... 106 
7.5.1. Ambientes Deposicionais ............................................................................. 106 
7.5.2. Formação da Paisagem ............................................................................... 108 
7.6. Classificação ....................................................................................................... 109 
7.6.1. Rochas Clásticas.......................................................................................... 110 
7.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas ................................................ 115 
7.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química ................................................ 116 
7.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas ............................................................... 117 
CAPÍTULO 8 - ROCHAS METAMÓRFICAS .................................................................. 119 
8.1. Introdução ........................................................................................................... 119 
8.2. Tipos de Metamorfismo ....................................................................................... 121 
8.2.1. Metamorfismo de Contato ............................................................................ 121 
8.2.2. Metamorfismo Regional................................................................................122 
8.3. Foliação .............................................................................................................. 123 
8.4. Classificação das Rochas Metamórficas ............................................................. 123 
8.4.1. Ardósias ....................................................................................................... 125 
8.4.2. Filitos ............................................................................................................ 125 
8.4.3. Xistos ........................................................................................................... 126 
8.4.4. Gnaisses ...................................................................................................... 126 
8.4.5. Metaconglomerados ..................................................................................... 127 
8.4.6. Quartzito ...................................................................................................... 127 
8.4.7. Mármore ....................................................................................................... 128 
8.4.8 Anfibólios ...................................................................................................... 128 
8.4.9. Itabiritos ....................................................................................................... 129 
CAPÍTULO 9 - MINERALOGIA DE SOLOS ................................................................... 131 
9.1. Introdução ........................................................................................................... 131 
9.2. Minerais do Solo ................................................................................................. 133 
9.2.1. Cascalho e Areia .......................................................................................... 135 
9.2.2. Silte .............................................................................................................. 136 
9.2.3. Argila ............................................................................................................ 137 
9.3. Relembrando outros capítulos... .......................................................................... 137 
9.4. Algumas relações entre "Dessilicatização" e a Mineralogia de Solos .................. 138 
9.4.1. Conceito de Dessilicatização ........................................................................ 138 
9.4.1.1. Lixiviação .................................................................................................. 138 
9.4.2. Conceito de Neossíntese de Minerais do Solo ............................................. 139 
9.4.3. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo ...... 143 
9.5. Colóides do Solo ................................................................................................. 146 
9.5.1. Alguns conceitos e definições ...................................................................... 146 
9.5.2. Origem de Cargas nos Constituintes do Solo ............................................... 148 
9.5.3. Os colóides do solo e os processos de troca iônica ..................................... 152 
9.8. OS SISTEMAS MINERALÓGICOS DOS SOLOS ............................................... 158 
9.8.1. Sistema Silicatado ........................................................................................ 158 
9.8.2. Sistema Oxídico ........................................................................................... 158 
9.8.3. ∆pH e Ponto de Carga Zero ......................................................................... 158 
9.8.4. Sistema silicatado recoberto por óxidos ....................................................... 160 
9.8.5. Manejo da Capacidade de Troca Catiônica .................................................. 161 
9.9. De que outras Formas os Minerais Coloidais influenciam o Solo? ...................... 161 
9.9.1. Óxidos de Fe e sua influência no solo .......................................................... 162 
9.9.2. Óxido de Fe e AI e a estrutura do solo ......................................................... 163 
9.9.3.Óxidos de Fe e AI e adsorção de fosfatos ..................................................... 163 
9.9.4. Filossilicatos do solo e algumas de suas propriedades ................................ 163 
 iii 
9.5. Considerações Finais .......................................................................................... 164 
CAPÍTULO 10 - MODELO DE EVOLUÇÃO DOS SOLOS ............................................. 166 
10.1. Seqüência Cronológica ..................................................................................... 166 
10.2. Sequência Litológica ......................................................................................... 168 
10.3. Modelo de Evolução dos Solos ......................................................................... 171 
CAPÍTULO 11 - NOÇÕES SOBRE GEOLOGIA HISTÓRICA E GEOLOGIA DO ESTADO 
DE SÃO PAULO. ........................................................................................................... 177 
11.1. O Tempo Geológico .......................................................................................... 177 
11.2. Esboço Geológico do Brasil .............................................................................. 184 
11.3. Bacias Sedimentares ........................................................................................ 185 
 
 
 
 1 
CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA 
 
1.1. Introdução 
A agricultura é a exploração da energia solar possível pelo suprimento 
adequado de água e nutrientes para manter o crescimento das plantas 
(MONTEITH, 1958). 
O comportamento das plantas quer sejam pertencente à vegetação natural 
ou as referentes aos ecossistemas agrícolas, depende de uma série de fatores 
diretos ou qualidades do ambiente (Tabela 1). Estas qualidades, por sua vez, 
dependem de fatores indiretos. 
 
Tabela 1- Qualidades ecológicas do ambiente agrícola e seus fatores 
determinantes (Resende, 1988). 
 
 Qualidade do ambiente 
quanto a fatores diretos 
Fatores determinantes 
destas qualidades (indiretos) 
Abióticos 
R - Radiação solar 
Latitude, altitude, exposição, 
cobertura vegetal, 
nebulosidade, unidade 
atmosférica, poluição 
atmosférica 
A - Água 
Precipitação, 
evapotranspiração, solo, planta 
T - Temperatura 
Latitude, altitude, exposição e 
constituição do solo 
O - Oxigênio 
Drenagem e permeabilidade do 
solo 
G – Gás Carbônico 
Organismos, latitude, altitude, 
exposição e atividade industrial 
V - Vento 
Exposição, latitude, altitude, 
relevo, continentabilidade 
N - Nutrientes Solo, organismos, clima 
Agrícolas 
E - Suscetibilidade á erosão 
Precipitação, solo (inclui 
relevo), cobertura 
M - Impedimento à mecanização 
Relevo, textura, 
pedregosidade, drenagem, tipo 
de arqila 
Bióticos 
P - Pragas 
D - Doenças 
H - Homem 
As qualidades se interdependem fortemente. Os nutrientes constituem uma 
destas qualidades. As inter - relações de dependência entre os nutrientes (N) e os 
fatores indiretos (solo, organismos, clima) e ainda as inter - relações entre 
nutrientes e outros fatores diretos, tais como radiação solar (R), água (A), 
 2 
temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente 
 
 
(a) (b) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1- Esquema mostrando nutrientes como dependendo (a) genericamente do solo, clima e 
organismos, (b) das interações com outras qualidades do ambiente, como radiação 
(R), água (A), temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E) (Resende, 1988) 
 
 
 
O homem diante de seus problemas ambientais tem assumido duas 
atitudes: ou os enfrente tentando reduzi-los(práticas de redução), ou busca 
conviver com os mesmos (práticas de convivência). A adubação e a irrigação são 
práticas de redução dos problemas de deficiência de nutrientes e água, 
respectivamente. O uso de variedades tolerantes mostra o uso de práticas de 
convivência. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ORGANISMOS 
NUTRIENTES 
SOLO CLIMA 
R 
A 
T 
O 
E 
NUTRIENTES 
 3 
Tabela 2. Classificação das práticas agrícolas, em práticas de redução e de convivência. Estão 
excluídos os deltas biológicos (pragas, doenças, etc), geográficos (localização, transporte etc.) e 
socioeconômicos. 
 
Deltas Práticas de redução Práticas de Convivência 
Nutrientes, ∆F Adubação, calagem, aplicação de 
gesso, adubação verde etc. 
Espécies e variedades selecionadas; 
agricultura nômade com pousio e 
queima 
Água, ∆A Irrigação, "mulch", terraços, sulcos Espécies e variedades selecionadas; 
coso lavoura seca; plantas de ciclo 
curto e época de plantio; culturas em 
faixas; "mulch". 
Oxigênio, ∆O Drenagem, enleiramento. Espécies (arroz) e variedades 
selecionadas; 
Erosão, ∆E Terraceamento, cordões em 
contorno, terraços em patamar, 
banco ou escada; banquetas 
individuais; cultivos alternados; 
enleiramentos permanentes; 
valetamento; coveamento e 
encordoamento do mato. 
Semeadura em curvas de nível; 
cultura em faixas; cobertura do 
terraço; cultivos alternados; renques 
de vegetação cerrada; agricultura 
nômade, pequenos talhões; 
consorciação de culturas 
Mecanização, ∆M Pouco usadas: nivelamento de 
terreno; preparo de terraços; 
retirada de pedras. 
Ajustes dos implementos cada vez 
mais levem até a tração animal e 
mesmo implementos manuais, 
conforme o agravametno do desvio. 
Ajuste do implemento (tamanho das 
rodas, pro exemplo). 
Tempeartura, ∆T Mulch", sombreamento, combate à 
geada, estufa, estufim (fermen-
tação de material orgânico e co-
bertura plástica). 
Espécies e variedades selecionadas; 
época de plantio; profundidade de 
plantio. 
 
Luminosidade, ∆L Estufas, sombreamento, pintar 
branco. 
Espécies e variedades selecionadas; 
época de plantio; sombreamento. 
Gás carbônico,∆C Direcionamento, decomposição 
biológica. 
Espécies, variedades e espaçamento 
Vento, ∆V Quebra-vento, alinhamento Espécies e variedades selecionadas; 
trato conforme hora do dia. 
 
 
 
 
 4 
Poder-se-ia, por exemplo, representar esses problemas em forma de um 
tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a 
base. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2. Inter-relações representadas pelo tetraedro (Resende, 1982) 
 
1.2. Os Solos nos Ecossistemas 
 A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição 
peculiar - Pedosfera. 
 
 
Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
(Resende, 1988) 
 
Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as 
relações solo-planta sem esta atenção para o funcionamento global deste 
sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e 
 
Organismos 
Solo Clima 
Influência dos aspectos 
sócioeconómicos 
Pedosfera 
 5 
permite, por exemplo, o entendimento da ocorrência de um solo pobre e 
vegetação rica numa região pluviosa (Floresta Amazônica) e solo pobre numa 
região com deficiência de água (Cerrado). 
 
 
 
Figura 4. Esquema mostrando o ecossistema (tessela) formado de fitotessela e pedotessela. A 
ecotessela pode ser rica em nutrientes, estando estes praticamente só na fitotessela 
(floresta amazônica) ou na pedotessela (caatinga) (Resende, 1988). 
 
 
Os solos mais profundos permitem a existência de um ecossistema mais 
estável (Figura 5). 
 6 
 
Figura 5. Esquema simplificado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições 
adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior 
parte de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é 
regra, predominam espécies capazes de vencer a competição por espaço, usando 
maior quantidade de energia na especialização de funções. (Modificado de 
PASCHOAL, 1987) 
 
 
Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das 
forças bioclimáticas que transformam a rocha em solo, determina grandes 
variações no solo. 
 
Figura 6. Fatores de formação do solo e pedogênese. 
 
 
Quando as forças bioclimáticas são pouco intensas, como numa região 
mais seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os 
 7 
Latossolos - tendem a não existir e os imediatamente mais novos ocupam as suas 
posições. 
A heterogeneidade de ambientes é, portanto, menor nos solos mais velhos 
(Chapadões do Planalto Central) e maiores nos solos mais jovens. No Agreste 
Pernambucano, por exemplo, numa mesma propriedade existem solos que se 
prestam a pastagem (capim-raiz), enquanto a mandioca, muito importante na 
fabricação da farinha, só pode ser plantada nos solos mais profundos. 
 8 
CAPÍTULO 2 - ESPÉCIE MINERAL 
 
2.1. Introdução 
Espécie mineral é qualquer fase cristalina de natureza inorgânica. Essa 
definição impõe de imediato, as 3 condições necessárias e suficientes para definir 
espécie mineral: a - caráter inorgânico; b - ocorrência natural; c - estrutura 
cristalina. Qualquer parte do universo que preencha essas 3 condições é 
espécie mineral. 
As rochas e os solos são formados, na sua quase totalidade, de minerais 
de diferentes espécies. Todos os minerais têm em comum o fato de possuírem 
estrutura cristalina. As propriedades de cada mineral decorrem da sua 
composição química e da natureza cristalina, ou seja, da sua condição de cristal. 
Então, o conhecimento do estado cristalino é fundamental para o estudo de 
mineralogia e, portanto, dos solos. 
 
2.2. Noções de cristalografia 
A cristalografia é uma ciência que estuda o estado cristalino e foi 
desenvolvido inicialmente como um ramo da mineralogia que estuda a estrutura 
interna, a forma externa e as leis que governam o crescimento de cristais. 
Todos os minerais têm uma determinada estrutura cristalina, isto é, seus 
íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espécie. Isto equivale 
a dizer que cada espécie mineral pertence a um determinado sistema e possui 
uma cela unitária específica. 
 
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária 
A característica fundamental do estado cristalino é o arranjo regular dos 
átomos, moléculas ou íons nas três direções do espaço. À distância, a partir da 
origem comum, a cada um dos átomos situados nos eixos cristalográficos X, Y e 
Z definem os parâmetros ao, bo e co da cela unitária (Figura 7). Os eixos cristalo- 
gráficos definem os ângulos a, β e γ, que combinados com os parâmetros 
caracterizam as substâncias cristalinas. 
 
 9 
 
Figura 7 - Eixos cristalográficos X, Y e Z, parâmetros e cela unitária. 
 
 
Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara: 
- Estrutura cristalina: minerais de arranjo atômicos (e moleculares) 
regulares de grande extensão em três dimensões. 
- Estrutura não cristalina: não há o padrão anterior e o ordenamento dos 
átomos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana. 
- Estrutura para-cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo 
menos uma direção cristalográfica. Ex.: lwojolita. 
 
Cela unitária: o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal 
pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional,denominada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma 
e o tamanho da cela unitária são especificados pelo comprimento de suas arestas 
e os ângulos entre as mesmas (Figura 8). 
 
 
Figura 8 - Representação da cela unitária em cristal de goethita. 
 
 10 
- Distância interplanar: é a distância entre dois planos paralelos do retículo 
cristalino, os quais contêm átomos, moléculas ou íons e podem ser traçados 
arbitrariamente (Figura 9). À distância interplanar é representada pela letra d e 
medida em angstrom, que é igual a 10-8 cm. 
 
 
Figura 9 - Representação do retículo cristalino, assinalando-se algumas famílias de planos 
possíveis, com as distâncias interplanares d correspondentes. 
 
- Espaçamento basal: é um certo d que separa planos do retículo perpendicular 
ao eixo cristalográfico Z, e que nos argilominerais é um plano de fraqueza pelo 
qual o mineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última 
propriedade denomina-se clivagem (Figura 10). 
 
 
Figura 10 - Planos de clivagem da mica. 
 
 
 11 
- Cristais onisotrópicos - características podem variar nas diferentes direções 
cristalográficas. 
 
- Desordem estrutural: a repetição infinita do padrão de átomos representa o 
cristal ideal teórico. De fato, o cristal real apresenta desvios em relação ao ideal, 
que se esboçam como defeitos estruturais, os quais são muito comuns em 
minerais dos solos. Algumas causas: (a) variação na composição atômica de uma 
cela para outra; (b) deslocamentos direcionais de camadas que produzem 
diferentes arranjos no seu empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de 
camadas formando estruturas mistas, etc. 
 
2.2.2. Sistemas Cristalinos 
Sistema Cristalino: dividindo-se o espaço com três planos, podemos 
produzir celas unitárias de vários tipos, dependendo como arranjamos esses 
planos. Por exemplo, se os planos nas três direções estão espaçados de igual 
distância e mutuamente perpendiculares, a cela unitária será cúbica. Neste caso, 
as dimensões a, b e c são iguais e os ângulos entre eles são retos, ou a=b=c; e 
a=p=y=90o. Atribuindo valores especiais ao comprimento dos eixos e ângulos, 
podem-se produzir celas unitárias de vários tipos e conseqüentemente vários 
tipos de redes, desde que os pontos das redes estejam localizados nas arestas 
das celas. Utilizando critérios básicos de simetria, pode-se provar que apenas 
sete tipos diferentes de celas são necessários para abranger todas as redes 
possíveis. Estas redes correspondem aos sete sistemas cristalinos, pelos quais 
todos os cristais podem ser classificados. 
Algumas das 32 classes de cristais possuem características de simetria em 
comum com outras, o que permite sua transferência para grupos maiores 
denominados sistemas cristalinos. Os seis sistemas cristalinos estão relacionados 
abaixo com os eixos cristalográficos e a simetria característica de cada um. 
Simetria isométrico - todos os cristais deste sistema possuem quatro 
eixos ternários de simetria e são referidos aos três eixos perpendiculares entre si, 
de comprimentos iguais (Figura 11). 
Sistema hexagonal - todos os cristais deste sistema têm um eixo de 
simetria único ternário ou senário. Eles são referidos a quatro eixos 
 12 
cristalográficos, três eixos horizontais, iguais, cortam-se em ângulos de 120°, o 
quarto é de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três 
(Figura 11). 
Sistema tetragonal - um único eixo de simetria quaternário caracteriza os 
cristais deste sistema. Os cristais são referidos a três eixos mutuamente 
perpendiculares; os dois eixos horizontais são de comprimento igual, mas o eixo 
vertical é mais curto, ou mais longo, do que os outros dois (Figura 11). 
Sistema ortorrômbico - este sistema apresenta três elementos de 
simetria binária, isto é, planos de simetria ou eixos de simetria binários. São 
referidos aos três eixos perpendiculares entre si, todos de comprimento diferente 
(Figura 12). 
Sistema monoclínico - estes cristais são caracterizados por um eixo de 
simetria único, binário, ou por um plano de simetria único, ou pela combinação de 
um eixo binário e um plano de simetria. Os cristais são referidos aos três eixos 
desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo oblíquo, 
sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (Figura 12). 
Sistema triclínico - possui um eixo de simetria unitário como sua única 
simetria. Este pode ser um eixo simples rotatório, ou um eixo unitário de inversão 
rotatória (Figura 12). 
 13 
 
 
Figura 11 - Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbico ou 
isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos 
ângulos. a, 13 e y correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão 
representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral 
que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988). 
 
 
 
 
 
 14 
Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, que se cortam formando 
ângulos oblíquos (Figura 12). 
 
 
Figura 12 - Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (O) ortorrômbico, 
clínico, (F) triclínico (Popp, 1988). 
2.3. Princípio da coordenação 
A formação dos minerais não é casual, obedece a certas regras e teorias, 
das quais o princípio de coordenação é uma das mais importantes. 
Qualquer que seja o processo de gênese (solução, fusão, sublimação, etc.) 
ao ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os íons iguais adquirem 
 15 
vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá-se o 
nome de coordenação - cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior 
número possível de íons de carga contrária, ligando-se de modo igual a todos 
eles. 
Número de coordenação (NC) é o número de íons de carga contrária ao 
redor do íon coordenador, isto é, é o número de vértices do poliedro de 
coordenação. 
Na caulinita, por exemplo, o NC de Si4+ em relação a O2- é 4 e o NC de Al3+ 
em relação à OH- é 6. (Figura 13). 
 
Figura 13. Estrutura espacial da caulinita. 
 
O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos 
tamanhos relativos dos íons coordenadores e coordenados. Trata-se, em 
essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de 
outra, de raio diferente. 
Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 8 íons flúor 
(coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 4 íons 
cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro e 
íons flúor em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF2 
com as valências usuais do Ca e do F. 
No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das esferas em valor 
absoluto, mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenado 
 16 
se expressa pela relação de raios, RC/RA, onde RC é o raio do cátion e RA o raio 
do ânion, em unidades "angstrom". Entretanto, se o íon coordenador for Si+4 e os 
íons coordenados forem O2-, a relação de raios será RSi4+/RO2- = 0,42 Å/1,40 Å = 
0,3. Sempre que tiver esfera cujos raios estejam nessa relação, é possível a sua 
participação na configuração tetraédrica. 
Em resumo, são os seguintes tipos mais freqüentes de coordenação nos 
minerais e seus respectivos limites de estabilidade. 
 
NC TIPO DE COORDENAÇÃO RELAÇÃO DE RAIOS 
12 cúbica compactada 1 
8 cúbica 1 a 0,73 
6 octaédrica 0,73 a 0,41 
4 tetraédrica 0,41 a 0,22 
3 triangular 0,22 a 0,15 
2 linear < 0,15 
 
Na Figura 14aparecem esquematizados os seis tipos principais de 
coordenação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 17 
 
 
Figura 14 - Esquema dos principais tipos de coordenação 
 
A Tabela 3 mostra os valores de NC calculados, observados na estrutura 
dos principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O2- (RO2- = 1,40 
Å). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 18 
Tabela 3. Número de coordenação dos prinicpais cátions em relação ao O
2-
 (RO
2-
 = 1,40 Å). 
 
 
2.4. Substituição Iônica 
Na natureza, as espécies minerais formam-se a partir de sistemas de 
composição química muito complexa, de maneira que existe sempre a 
possibilidade de um íon ser substituído por outro, durante a formação de uma 
determinada espécie mineral. Ocorrem variações em suas composições químicas, 
podendo atingir grandes proporções. A análise química de olivinas (Mg, Fe)2.SiO4, 
mostra, nos diferentes exemplares, grande variação nos teores de Fe e Mg. 
Conhecem-se olivinas de composições variando desde Mg2SiO4 até Fe2SiO4, com 
todos os teores intermediários de Mg e Fe. Aparentemente estranhos à 
composição química do mineral, não são considerados como impurezas 
localizadas em interstícios da grade cristalina, mas fazem parte da estrutura do 
mineral, ocupando o lugar de outro cátion. Na olivina, Mg e Fe ocupam posições 
equivalentes nos centros de octaedros de coordenação. Na magnetita, Mn, Mg, 
Zn e Ni ocupam posições iguais às de Fe. 
O fenômeno é chamado substituição iônica. Ao contrário do que a palavra 
substituição sugere não se trata da saída de um íon do retículo cristalino e da 
entrada de outro no seu lugar. O fenômeno ocorre no momento da formação do 
mineral: ao se reunirem cátions e ânions para formar as vizinhanças, cuja 
 19 
repetição ordenada formará o mineral, um determinado sítio da estrutura pode ser 
ocupado por qualquer íon que preencha as condições de tamanho e carga 
requeridas pelo edifício cristalino e que esteja disponível no ambiente de 
formação. 
Embora a substituição iônica seja mais freqüente entre os cátions, também 
é comum entre ânions. Na apatita Ca5 (F, CI, OH) (PO4)3, os ânions F, OH
- e Cl- 
substituem-se mutuamente em todas as proporções. A predominância de um 
ânion sobre os demais caracterizará um fluorapatita, cloroapatita ou 
hidroxiapatita. Ainda nos fosfatos, é comum a substituição de (PO4)3- por (AsO4)
3- 
ou VO3)
3- em qualquer proporção. 
A substituição iônica em minerais leva à formação de soluções sólidas, que 
são verdadeiras soluções de um sólido em outro. O cristal é perfeitamente 
homogêneo e nele não se reconhecem partes de um sólido ou de outro. É, 
portanto, a formação de soluções sólidas e é função principalmente do tamanho 
dos íons envolvidos. A presença de um íon na estrutura está condicionada a uma 
exigência de espaço, que deve ser suficiente para comportar o seu tamanho. 
A substituição iônica entre íons de tamanho diferente é afetada pela 
temperatura e é facilitada quando os íons envolvidos têm a mesma carga elétrica 
(valência). Esse fator, entretanto, não é limitante quando a diferença de carga for 
igual a 1. 
Substituições entre íons de cargas diferentes ocorrem paralelamente a 
outras substituições compensatórias. 
Geralmente, diferenças de cargas superiores a 1 dificultam ou impedem 
substituições, possivelmente por dificuldades no restabelecimento do equilíbrio de 
cargas, mesmo quando o tamanho não é fator limitante. 
As substituições iônicas de cátions de maior valência por cátions de menor 
valência nem sempre são compensadas na estrutura de alguns minerais, 
principalmente nos minerais de argila, resultando, como conseqüência um 
excesso de cargas negativas. 
A quantidade de cargas negativas existentes no solo é medida pela 
Capacidade de Troca de Cátions - CTC. É expressa em equivalentes miligramas 
por 100 gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido à substituição 
iônica é chamada de CTC permanente. 
 20 
Na Tabela 4 encontram-se valores da CTC permanente de alguns minerais 
comuns do solo. 
 
Tabela 4 - Capacidade de Troca de Cátions - CTC - permanente de alguns minerais comuns do solo. 
Mineral CTC permanente (meq/100 g) 
MONTMORILONITA (ESMECITA) 112 
VERMICULlTA 85 
ILITA 11 
CAOLlNITA 1 
GIBBSITA 0 
GOETHITA 0 
 
A quantidade e o tipo de carga existente no solo são de extrema 
importância, pois se relaciona com inúmeras propriedades químicas e físico-
químicas dos solos, principalmente relacionadas à sua fertilidade. 
 
2.5. Espécie Mineral 
Espécie mineral é qualquer fase cristalina da natureza inorgânica. As 
condições desta definição admitem as seguintes considerações: 
a) caráter inorgânico. Estão excluídas da definição todas as substâncias 
orgânicas. 
b) ocorrência natural. Excluem-se da definição todas as substâncias 
elaboradas pelo homem. Toda espécie mineral ocorre espontaneamente na 
natureza inorgânica. 
c) composição química. Toda espécie mineral tem composição química e 
definida, comum a todos os cristais da espécie. 
d) estrutura cristalina. Todos os minerais têm uma determinada estrutura 
cristalina, isto é, seus íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da 
espécie. Isto equivale a dizer que cada espécie mineral pertence a um 
determinado o sistema e possui uma cela unitária específica. 
 
 
 
 21 
PROPRIEDADES ESSENCIAIS 
A composição química e a natureza da estrutura cristalina são as 
propriedades essenciais de uma espécie mineral, uma vez que é da interação que 
resulta o conjunto de propriedades da espécie. 
Decorrem, então, os princípios básicos da Mineralogia: 
1) Cada espécie mineral possui um conjunto de propriedades que a 
distingue das demais. 
2) Cada cristal de uma mesma espécie mineral exibe o mesmo conjunto de 
"propriedades, onde quer que se encontre e independentemente do seu tamanho. 
 
2.6. Classificação das espécies minerais 
O critério de classificação consiste em pelo menos um atributo comum 
entre um dos elementos de uma mesma classe. 
O critério utilizado pode obedecer ao objetivo a que se destina a 
classificação; 
a) Características cristalográficas. Os minerais podem ser classificados 
dentro dos 6 sistemas já descritos: minerais isométricos, tetragonais, hexagonais, 
ortorrômbicos, monoclínicos e triclínicos . 
b) Propriedades físicas. Qualquer propriedade física pode ser usada como 
critério de classificação: densidade, cor, dureza, brilho, etc. 
c) Elementos presentes. Reúnem-se em uma mesma classe, minerais 
contendo o mesmo elemento. 
d) Processo genético. Agrupam seus minerais de acordo com o seu 
processo de gênese: magmático, metamórfico, sedimentar, pneumotolítico, 
hidroternal, etc. 
e) Composição química. As espécies são classificadas de acordo com a 
natureza do grupo aniônico, o que confere à classificação uma precisão e 
coerência que outros critérios não possuem. 
Na tabela 5 estão representadas as principais classes de classificação dos 
minerais, segundo o critério de composição química. 
 
 
 
 22 
Tabela 5 - Classificação dos principais minerais baseados na composição química (Popp, 1988). 
ELEMENTOS 
Metais nativos Semi metais nativos 
Ouro Au Arsênio As 
Prata Ag Bismuto Bi 
Cobre Cu Não metais nativos 
Platina Pt Enxofre S 
Ferro Fe Diamante C 
 Grafita C 
 
SULFETOS 
Argentita Ag2S Covelina CuS 
Calcocita Cu2S Cinábrio HgS 
Borita CuSFeS4 Estibina Sb2S3 
Galena PbS Pirita FeS2 
Blenda ZnS Marcasita FeS2 
Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita FeAsS 
Pirotita Fe1_XS Molibdenita MoS2 
Niquelita NiAsSULFOSSAIS 
Polibasita (Ag, Cu)16Sb2S11 
ÓXIDOS HIDRÓXIDOS 
Óxidos anídricos Óxidos hidratados 
Cuprita Cu2O Diásporio AIO(OH) 
Gelo H2O Goethita FeO(OH) 
Zincita ZnO Manganita MnO(OH) 
Corimon AI2O3 Limonita FeO(OH)+nH2O 
Hematita Fe2O3 Bauxita AI(OH)3 
Ilmenita FeTiO3 Psilomelano (Ba,H20)4 Mn10 020 
Espinélio MgAI2O3 
Magnetita Fe3O4 
Franclinita (Fe, Zn, Mn) (Fe,Mg)O3 
Cromita FeCr2O4 
Crisoberilo BeAI2O4 
Cassiterira SnO2 
Rutilo TiO2 
Pirolusita MnO2 
Columbita (Fe, Mn) (Cb, Ta)2O6 
Uraninita UO2 
 23 
SAIS HALÓGENOS 
São compostos dos halógenos f1úor, cloro, bromo e iodo com metais 
Halita NaCI 
Silvita KCI 
Fluorita CaF2 
 
CARBONATOS 
Grupo da Calcita Grupo da argonita 
Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3 
Dolomita CaMg (CO3)2 Witherita BaCO3 
Magnesita MgCO3 Estrontianita SrCO3 
Siderita FeCO3 Cerussita PbCO3 
Rodocrosita MnCO3 
Smithsonita ZnCO3 Carbonatos básicos de cobre 
 Malaquita CU2CO3 (OH)2 
 Azurita CU3(CO3)2 (OH)2 
NITRATOS 
Nitrato de sódio NaNO3 
Nitro KNO3 
BORATOS 
Boracita Mg3B7O13Cl 
Bórax Na2B4O7.10H2O 
SULFATOS E CROMATOS 
Sulfatos anídricos Sulfatos básicos e hidratados 
Glauberita Na2Ca (SO4)2 Gipsita CaSO4 . 2H2O 
Barita BaSO4 Jarosita KFe(SO4)2(OH)6 
Celestita SrSO4 
Anglesita PbSO4 
Anidrita CaSO4 
Crocoíta PbCrSO4 
FOSFATOS, ARSENIATOS E 
VANADATOS 
TUNGSTATOS E MOLlBDATOS 
Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4 
Apatita Ca (F, CI, OH) (PO4)3 Seheelita CaWO4 
Piromorfita Pbs (PO4, AsO4)3 CI Wulfenita PbMoO4 
Turquesa CuAI6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O 
Vanadinita Pbs (VO4)3 CI 
Mimetita Pbs (AsO4, PO4)3 CI 
 24 
(Tectossilicatos) 
Grupo do quartzo 
Quartzo SiO2 
Tridimita SiO2 
Cristobalita SiO2 
Opala SiO2 . nH2O 
Grupo dos Feldspatos 
Ortoclásio KAISisOa 
Microclínio KAISisO8 
Albita * NaAlSisO8 
Oligoglásio * (Na, Ca) (AI, Si)4O8 
Andesina * (Na, Ca) (AI, Si)4O8 
Labrodorita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8 
Bytownita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8 
Anortita * CaAI2Si2O8 
Grupo dos feldspatóides 
Leucita KAISi2OS 
Nefelina (Na, K) (AI,Si)2 O4 
Sodalita Na4(AISiO4)3CI 
Família das zeolitas 
Heulandita (Ca,Na,K)s (AI,Si) Si29 O80 . 25 H2O 
Estibita (Ca,Nah Ais (AI ,Si) Si'4O4O. 15 
H2O 
 
Natrolita Na2 (AI2SisO10) . 2 H2O 
Analcima Na (AISi2O6) . H2O 
Filossilicatos 
Caulinita AI2Si2OS (OH)4 
Talco MgsSi4OlO (OH)2 
Serpentina MgsSi2OS (OH)4 
Clorita ** (Mg,Fe,AI)8 (Si,AI)4O10 . (OH)8 
Moscovita ** KAls Si3O10 (OH)2 
Biotita ** K (Mg, Fe)3 AISi3O10 (OH)2 
Lepidolita ** K2Li3AI4 Si7O21 (OH, F)3 
Inossilicatos 
Anfibólios 
Tremolita Ca2Mg5Si8O22 (OH)2 
Actinolita Ca2 (Mg, Fe)5Si8O22 (OH)2 
Hornblenda CaNa (Mg, Fe)4 (AI, Fe, Ti)3 Si6O22 (O, OH)2 
Piroxênios 
 25 
Diopsídio (Ca, Mg) Si2O6 
Augita Ca,Na) (Mg, Fe,AI) (Si, Al)2O6 
Enstatita MgSiO3 
Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3 
CICLOSSILICATOS 
Berílio Be3AI2 (SiSO18) 
 
Turmalin (Na, Ca) (AI, Fe, Li, Mg)sAI6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4 
Sorossilicatos 
Epidoto Ca2 (AI, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) 
Vesuvianita Ca1O Mg2 Al4 (SiO4)5 (Si2O7)2 (OH)4 
Hemimorfita Zn4 (OH)2 Si2O7 
Neossilicatos 
Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4) 
Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3 
Zircão ZrSiO4 
* série dos plagiocásios 
** micas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 26 
2.7. Minerais das rochas e dos solos 
Existem dois grupos de minerais que possuem grande importância no 
contexto agronômico como constituintes de rochas e de solos: grupos dos 
silicatos e grupo dos óxidos e hidróxidos. 
Os principais minerais constituintes de rochas e, portanto, significativos 
como material de origem de solos, pertencem ao grupo dos silicatos, Rochas 
comuns, extremamente abundantes e disseminadas, como granitos, diabásios, 
basaltos, arenitos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteiramente 
constituídos de silicatos, conforme se verifica nos exemplos (Figura 15) de 
composições mineralógicas, em que os minerais do grupo dos silicatos estão 
assinalados com (*). 
 
 
 
 
Figura 15 - Esquema de tetraedros (SiO4) 
 
Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos 
silicatos, como já foi dito, e dos óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio, 
estando estes associados aos silicatos e também se apresentam comumente em 
áreas significativas do território brasileiro. 
 
Exercícios 
1. Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em 
que medida ela é expressa? 
2. Citar (apenas citar) os seis sistemas cristalinos. 
3. O que você entende por substituição iônica? Quais os fatores que 
condicionam substituição iônica? 
-4 
O-2 
 
 27 
CAPÍTULO 3 - GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS 
 
3.1. Generalidades 
Os óxidos e hidróxidos constituem uma extensa classe de minerais em que 
os cátions de um ou mais metais estão combinados com O2- ou OH-, sendo que 
um dos cátions pode ser H+. 
A maior parte dos óxidos e hidróxidos está localizada na parte superior da 
litosfera, em contato com a atmosfera e, portanto, com oxigênio livre. Decorre daí 
sua importância, porque é precisamente este o cenário em que se formam os 
solos. 
Os óxidos e hidróxidos são classificados de acordo com o número de íons 
O2- ou agrupamentos OH- e quanto ao(s) cátion(s) acompanhante(s). 
Sendo A e B cátions, a classificação dos principais óxidos e hidróxidos é 
apresentada na Tabela 6 assinalando-se com maiúsculas os de maior interesse 
para solos. 
 
Tabela 6. Classificação dos óxidos e hidróxidos 
ÓXIDOS EXEMPLOS 
1 - Tipo A2O H2O gelo 
Cu2O cuprita 
2 - Tipo AO ZnO zincita 
CuO tenorita 
MgO periclasita 
SnO2 cassiterita 
3 - Tipo AO2 TiO2 rutilo 
MnO2 manganita 
UO2 uraninita 
ThO2 thorianita 
4 - Tipo A2O3 
 
Al2O3 coríndon 
Fe2O3 HEMATITA 
5 - Tipo ABO3 
 
CaTiO3 perowskita 
FeTiO3 ILMENITA 
6 - Tipo ABO2 HAIO2 diásporo 
H FeO2 GOETITA 
7 - Tipo AOOH AIOOH boemita 
FeOOH LEPIDOCROCITA 
8 - Tipo AB2O4 MgAI2O4 espinélio 
FeCr2O4 cromita 
BeAI2O4 crisoberilo 
FeFe2O4 MAGNETITA 
HIDRÓXIDOS 
A (OH)n Mg(OH)2 BRUCITA 
 AI(OH)3 GIBBSITA 
 
 28 
A maioria dos óxidos de Al, Fe, Mn é uma parte dos Si e Ti, são 
NEOFORMAÇÕES TÍPICAS DA PEDOGÊNESE. Sua extensão de formação 
depende das condições de intemperismo - Iixiviação: 
- Dessilicatização lenta = predomina formação de argilominerais 
acompanhada de óxidos; 
- Dessilicatização rápida = concentram-se principalmente os óxidos de AI e 
Fe. 
Estes minerais ocorrem na forma de cristais muito pequenos, unidos em 
microagregados ou depositados na superfície de outros minerais, e assim 
disseminados no solo; ou em acumulações localizadas (mosqueados, nódulos, 
concreções, ferricretes, lateritas, placas, etc.) o que se destacam no solo ou na 
paisagem. 
 
 
PROPRIEDADES DOS ÓXIDOS 
O desenvolvimento de carga variável nos óxidos origina-se de grupos OH 
periféricos. As cargas desenvolvem nas superfícies hidroxiladas por dissociação 
adsorção de prótons. 
O pH no qual, em ausência de adsorção específica, a superfície não tem a 
carga é denominado ponto isoelétrico (PIE); 
pH onde carga superficial líquidaé zero - PCZ; 
pH do PCZ do quartzo < 2; anatásio 6-7 
A matéria orgânica, óxido Si, fosfato e argila minerais diminuem PCZ dos 
óxidos; 
A. Quando o pH é mais ácido que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (+), 
atraindo ânions (Si e P). 
B. Quando o pH é mais alcalino que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (-), 
atraindo cátions. 
 
3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro 
Ferro é um dos principais constituintes da litosfera (5,1%). Nas rochas 
magmáticas e metamórficas ocorrem, principalmente nos silicatos ferro-
 29 
magnesianos, na forma Fe2+. Nos solos, o teor médio de ferro é da ordem de 4%, 
podendo chegar até 35% em solos derivados de basaltos e diabásios. 
As duas formas de oxidação do Fe (Fe2- e Fe3-) e as condições ambientais 
influem na formação, transformação e características dos diferentes minerais de 
ferro. 
 
PRINCIPAIS ÓXIDOS DE FERRO SISTEMA CRISTALINO 
Goethita Ortorrômbico 
Lepidocrocita Ortorrômbico 
Ferridrita Hexagonal 
Hematita Hexagonal 
Maghemita Cúbico 
Magnetita Cúbico 
 
=> Goethita (α-FeOOH) - isoestrutural do diásporo α-AIOOH, ortorrômbico. 
Planos de átomos de oxigênio em empacotamento hexagonal denso. Os Fe3+ 
ocupam posições octaedrais. Ocorre em quase todos os tipos de solos e de 
regiões climáticas. Pode ocorrer associada à hematita. 
=> Lepidocrocita (γ-FeOOH) - é um polimorfo da goethita e isoestrutural 
com a boehmita y-AIOOH, consistindo em uma modificação cúbica do FeOOH, 
ortorrômbico. Os átomos Fe+3 ocupam posições octaedrais e arranjados em fitas 
duplas de octaedros como na goethita. A lepidocrocita é menos freqüente nos 
solos do que a goethita e hematita. As condições hidromórficas, nas quais a falta 
de oxigênio favorece a formação e precipitação de formas de ferro bivalente, são 
aquelas onde sua presença é mais marcante. 
=> Ferrihidrita (Fe2O3-9H2O) - óxido de Fe
3+ com elevado grau de 
desordem estrutural, hexagonal. É uma hematita semelhante à ferrugem, rico em 
água adsorvida e muitas vezes associado à matéria orgânica. Sua ocorrência em 
canais de drenagem ou junto a fontes de água é muito freqüente. 
=> Hematita (α Fe2O3) - é isoestrutural do corindon α-Al2O3. O Fe
3+ ocupa 
2/3 das posições octaedrais, hexagonal. Cada Fe3+ é rodeado por 6 oxigênios 
sendo que cada oxigênio é compartilhado por 4 íons Fe3+. É um mineral 
característico de climas quentes e úmidos, estando ausente em solos de clima 
 30 
temperado. Sua capacidade de pigmentação (cor vermelha) é maior que a 
goethita, cujo efeito mascara, particularmente nas formas finamente dispersas. 
=> Maghemita (γ Fe2O3) - quimicamente igual à hematita e estrutura 
similar a magnetita, cúbica. Sua origem está associada, em ambientes mal 
drenados, à presença de hidróxidos de Fe2+ e Fe3+ que, por oxidação e 
desidratação, dariam origem a maghemita, tendo magnetita como mineral 
intermediário. É um mineral especialmente comum em solos altamente 
intemperizados de climas tropicais, embora ocorra também em regiões 
temperadas. 
=> Magnetita (Fe3O4) - litogênica de rochas ígneas, metamórficas e 
sedimentares. Pode ser formada na solução durante oxidação do Fe2+, cúbica. 
Pode estar - o areia dos solos. É óxido Ferroso - Férrico, mas vários elementos 
(Co, Zn, Cu, Mn e Cr) podem substituir o Fe (1%) na estrutura. Sua presença é 
facilmente detectada por imã, devido ao seu caráter fortemente magnético. 
Um resumo das principais propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência 
comum nos solos é apresentado na tabela 7. 
 
Tabela 7 – propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência comum nos solos 
Propriedade 
Nome do mineral 
Hematita Maghematita Magnetita Goethita Lepidocrocita Ferrihidróxido 
Fórmula α = Fe2O3 y = Fe2O3 FeFe2O4 α FeO2 y - FeOOH 
Fe5HOs 
4H2O 
Fe5 (O4. H3) 
Sistema 
cristalino 
Hexagonal 
Isométrico ou 
Isométrico Ortorrõmbico Ortorrõmbico Hexagonal 
Tetranonal 
Dimensão da 
cela 
a = 5,04 
c = 13,77 
a=8,34 a=8,39 
a=4,65 a=3,88 
a=5,08 
b=9,49 
b=10,02 b=12,54 
c=3,04 c=3,07 
Densidade 5,26 4,87 5,18 4,37 4,09 3,96 
∆AGº 
kcal/mol 
-177,7 163,6 -243,1 -117,0 -114,0 -166,5 
Cor 
(Munsell) 
Vermelho Bruno 
Preto 
Bruno 
Vermelho 
Bruno 
escuro Avermelhado Avermelhado Avermelhado 
Forma dos 
cristais 
(comum) 
Hexagonal 
Cubos Cubos Acicular 
Folhas 
Alongadas 
Esférico chato 
 
Os óxidos de ferro são responsáveis, junto com a matéria orgânica pela cor 
do solo, participam de uma série de reações químicas importantes relacionadas à 
fertilidade do solo. 
 
 
 31 
 
 
3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio 
 Alumínio é um dos mais abundantes elementos da litosfera (8,1%) e dos 
solos (média de 7%). Constitui, com oxigênio e silício, 82,5% da crosta (93% em 
volume), formando o arcabouço dos silicatos, o mais importante grupo de 
minerais. 
 Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela 8. 
 
Tabela 8 - Principais óxidos e hidróxidos de alumínio 
NOME FÓRMULA 
Diásporo α - AIOOH 
Boehmita у - AIOOH 
Bayerita α - AI (OH)3 
Gibbsita у - AI (OH)3 
Nordstrandita AI (OH)3 
Coríndon α - AI2O3 
 
Os mais comuns em solos brasileiros são Gibbsita e Boehmita. 
Gibbsita, Bayerita e Norstrandita são constituídos pela mesma estrutura 
fundamental: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/AI3+ 
entre e eles. 
 32 
O óxido de alumínio (coríndon - A203) é isoestrutural com a hematita; é um 
mineral primário formado em altas temperaturas (> 450°C) achado em rochas 
ígneas e metamórficas e é pouco comum em solos. 
Gibbsita é a mais comum das modificações polimórficas de AI(OH)3. É um 
mineral comum em muitos solos, e também, em depósitos bauxíticos. 
Experimentos de síntese mostram que em temperatura ambiente a 
Gibbsita forma-se em soluções ácidas (pH < 6), onde a hidrólise é mais lenta. 
O diásporo é encontrado em bauxitas lateríticas, e em condições de 
síntese em condições ambiente. 
 
3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas 
Óxidos de AI possuem baixa CTC e alta capacidade de adsorção P e Si, 
sulfato de nitrato. 
Alta capacidade de agregação, até maior que óxidos de Fe, com aumento 
dos teores de óxidos de Fe e Al nos latossolos, a estrutura revela-se maior e mais 
arredondada (microestrutura granular); aumento da taxa de infiltração de água e 
porosidade, e diminuição nos valores de densidade do solo. 
 33 
CAPíTULO 4 - GRUPO DOS SILlCATOS 
 
4.1. Generalidades 
Os minerais podem ser divididos e agrupados de diversas formas, sendo 
uma das mais empregadas, didaticamente, aquela que o faz em dois grandes 
grupos: os minerais silicatados e os não-silicatados. Os minerais silicatados, 
como seu próprio nome diz, são aqueles em cuja estrutura é fundamental o 
elemento silício, que está presente em 93% dos minerais que constituem as 
rochas da ta terrestre. Os minerais não silicatados não têm o silício como seu 
constituinte, representam aproximadamente, 7% dos minerais da crosta terrestre, 
uma presença bastante reduzida. Pode-se concluir, dessa maneira, a relevância 
do grupo dos silicatos na constituição das rochas. 
A interpretação dos silicatos ficou definitivamente elucidada através do 
conhecimento da sua estrutura. O principal fator influente na composição da 
estrutura é o raio iônico dos elementos que constituem essa estrutura, isto é, a 
relação dos raios iônicos (raio do cátion/raio do ânion) é que determina a 
configuração dos diferentes poliedros de coordenação (tetraedros, triângulo, 
octaedros, cubo, etc). Essa configuração é fundamentada no número de 
coordenação (2, 4, 6, 8, etc.), que é definidopelo número de ânions que 
circundam o cátion central. Os ânions, com raio maior distribuem-se em torno do 
cátion, sendo que certo cátion se combinará com certo arranjo de ânions se o seu 
raio iônico não for superior ao espaço livre deixado por eles. Sendo RSi = 0,42 e 
RO =1,40, tem-se RSi / RO = 0,30, e indica que o número de coordenação do 
silício em relação é 4, ou seja, o silício está igualmente ligado à quatro oxigênios, 
em coordenação tetraédrica. Esse tetraedro pode ser considerado a peça 
fundamental das estruturas dos silicatos (Figura 17). 
 
 
 
 
 
 
 
 34 
 
Figura 17 - Um tetraedro isolado 
 
Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros 
cátions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de 
grupos de tetraedros (SiO4)
4-, que compartilham entre si um ânion O2-. Este 
compartilhamento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro 
(Figura 18). 
 
 
 
 
 
Figura 18 - Dois tetraedros compartilhando um oxigênio 
 
O termo polimerização é empregado para indicar essa capacidade de 
compartilhar oxigênios, que os tetraedros (SiO4)
4- apresentam. 
Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pelo 
alumínio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um 
íon por outro na estrutura do mineral. É um fenômeno que ocorre na natureza, 
porque esses íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação 
na estrutura. Esse fenômeno é controlado peio raio iônico dos elementos 
envolvidos e pela neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da 
6- 
 
 35 
substituição Si pelo AI haverá necessidade da presença de íons metálicos 
adicionais para manter a neutralidade elétrica do sistema. 
 
4.2. Classificação 
A polimerização resulta em cadeias estruturais com diferentes tipos de 
grupamento. A classificação dos silicatos baseia-se no tipo de cadeia e, portanto, 
no grau de polimerização. Essa classificação é a seguinte: 
 
a) Estrutura com tetraedros independentes 
 a.1.) Nesossilicato: 
Na estrutura dos minerais pertencentes a esse grupo, os tetraedros 
ocorrem isolados, sem nenhum contato direto uns com os outros. As ligações 
tetraedro/tetraedro se fazem através de metais, fazendo com que os tetraedros 
pareçam estar ilhados entre metais. O radical ou a fórmula básica característica 
do grupo é o (SiO4)4- (Figura 19). 
 
 
Figura 19. Estrutura dos nesossilicatos. 
 
b) Estruturas com grupos finitos de tetraedros 
b.1.) Sorossilicato: 
Nesse grupo, os minerais têm as unidades tetraédricas ligadas aos pares 
entre si. Esses pares se ligam a outros através de metais. Cada tetraedro 
compartilha um oxigênio com outro tetraedro, mostrando grupamentos (Si2O7)
6- 
(Figura 20). 
 
 
 36 
 
Figura 20. Estrutura dos sorossilicatos 
 
b.2.) Ciclossilicato: 
Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas em 
forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro compartilha dois 
oxigênios com os tetraedros vizinhos (dois oxigênios comuns aos tetraedros 
adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados por 3, 4 ou 6 
unidades tetraédricas, geralmente. Os anéis que constituem as cadeias podem 
ser: 
 
b.2.1.) Triangulares: grupamentos (Si3O9)
6- (Figura 21). 
Exemplo: Benitoita Ba TiSi3O9 
 
 
Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares. 
 
b.2.2) Quadrado: grupamentos (Si4O12)
8- (Figura 22) 
 Exemplo: Axinita (Mg,Mn,Fe)3 Al2 BO3 Si4O12 OH 
 
 
Figura 22 - Estrutura dos ciclossilicatos com anéis quadrados 
 37 
b.2.3.)Hexagonais: grupamentos (Si6O18)
12- (Figura 23) 
 Exemplo: berilo – Al2Be3Si6O18 
 
 
 
Figura 23 - Estrutura dos ciclossilicatos com anéis hexagonais 
 
c) Estruturas com grupos infinitos de tetraedros 
 c.1) Inossilicatos: 
 Estrutura em fios, com grupos de cadeias abertas que podem ser de 
dois tipos. 
 
 c.1.1.) Cadeia simples: dois oxigênios de cada tetraedro são 
compartilhados, cosntituindo uma corrente simples; grupamento (SiO3)
2- (Figura 
24). 
Exemplo: diopsidio - CaMg (SiO3)2 
 
 
Figura 24 - Estrutura dos inossilicatos de cadeia simples 
 
 38 
c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3 
oxigênios, formando grupamentos (Si4O11)
6- (Figura 25). 
Todos os minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura. 
Exemplo: Tremolita - Ca2Mg5 (OH)2 (Si4O11)2 
 
 
 
Figura 25 - Estrutura dos inossilicatos de cadeia dupla 
 
c.2.) Filossilicato: 
Na estrutura desses minerais, os tetraedros formam verdadeiras lâminas, 
com a característica de que cada tetraedro compartilhe 3 oxigênios com os 
tetraedros vizinhos, formando grupamentos (Si2O5)
2- (Figura 26). 
Exemplo: caulinita - AI2(OH)4 Si2O5 
Os minerais desse grupo sofrem c1ivagem em folhas finas. 
 
 39 
 
 
Figura 26 - Estrutura dos Filossilicatos 
 
c.3.) Tectossilicato: 
Nesses minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um 
engradamento de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são 
compartilhados pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo 
tridimensional, formando grupamentos (SiO2)
0 
 
Figura 27. Estrutura dos tectossilicatos. 
 40 
A ocorrência de substituições iônicas de Si4+ por Al3+ gera cargas 
negativas, que permitem a entrada de outros cátions (Figura 27). 
Exemplo: Ortoclásio KAlSi3O8 
 
EXEMPLOS E IMPORTÂNCIA 
 
 Serão relacionados alguns minerais de importância sob vários pontos de 
vista: minerais de importância no estudo dos solos, tanto sob o ponto de vista da 
gênese quanto do seu emprego como fertilizantes e corretivos; minerais 
importantes industrialmente e até mesmo os que servem caracterizar alguns 
grupos de minerais silicatados. 
 
4.2.1. NESOSSILICATOS 
 
São constituídos por unidades isoladas, isto é, os íons de oxigênio não se 
ligam a nenhum outro silício; toda a carga da unidade é balanceada por cátions 
independentes. 
 
 
 
Os principais minerais são: 
OLIVINA - (Mg, Fe)2 SiO4 
É um dos representantes típicos dos minerais máficos ou 
ferromagnesianos. É componente de algumas rochas básicas e ultrabásicas de 
importância na formação dos solos. E um mineral de fácil decomposição pelo 
intemperismo, liberando elementos nutrientes para o solo. 
 
 
 
 41 
ZIRCONITA - ZrSiO4 
Importante minério de zircônio é mineral de rochas magmáticas ricas em sílica. 
Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na fração areia dos 
solos é extremamente comum. 
 
EUSTAUROLlTA - FeAI4O2 (OH)2 (SiO4)2 
Mineral de rochas metamórficas é também de ocorrência comum na fração areia 
dos solos. 
 
Outros exemplos: granada, (Ca, Mg, Fe2+, Mn)3(AI, Fe
3+)2(SiO4)3, topázio, 
Al2(F, OH)2SiO4, cianita, silimanita e andaluzita, formas polimórficas de 
composição AI(AIO)SiO4. 
 
4.2.2. SOROSSILICATO 
As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados 
por um oxigênio comum. O grupamento é (Si2O7)
6-. São poucos os minerais 
pertencentes a este grupo, merecendo menção apenas a hemimorfita (ou 
calamina), Zn4(OH)2Si2O7, importante minério de zinco. 
 
 
Figura 29. Dois tetraedros ligados por um oxigênio comum. 
 
4.2.3. CICLOSSILlCATOS 
Nesse caso, três, quatro ou seis tetraedros se ligam através de oxigênios 
para formar anéistriangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em 
cada grupo (SiO4)4- apenas duas cargas elétricas, que são neutralizadas por 
cátions independentes. Os ciclossilicatos de maior importância possuem 
grupamento (Si6O18)
12- e o mineral mais importante é a turmalina, (Na, Ca) (AI, Fe, 
Li, Mg)3Al6(BO3)3(OH)4 Si6O18. É freqüente em rochas metamórficas que contém 
 42 
boro, e bastante resistente ao intemperismo, sendo por isso comum em 
sedimentos detríticos ou na fração areia dos solos. É, também, uma fonte natural 
de boro, nutriente essencial às plantas e de grande importância para algumas 
culturas. 
 
4.2.4. INOSSILlCATO 
Os tetraedros fundamentais ligam-se, através de oxigênios comuns, dando 
formação a longas cadeias. Distinguem-se dois casos: 
 
a) Cadeia simples 
Possuem grupos (SiO4)
4- ligados através de oxigênios comuns. Todos os 
minerais do grupo dos piroxênios possuem esse tipo de estrutura (Figura 30). 
 
 
Figura 30. Cadeia simples de tetraedros ligados 
 
 
GRUPO DOS PIROXÊNIOS 
Enstatita Mg2(SiO3)2 
Hiperstenita (Fe, Mg)2 (SiO3)2 
Diopsídio CaMg (SiO3)2 
Hedenbergita Ca Fe(SiO3)2 
Espodumênio LiAl(SiO3)2 
Augita (Ca,Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) (Si,Al)2O6 
 
A augita é o piroxênio de maior ocorrência, pelo fato de ser mineral 
constituinte essencial de rochas de grande importância, como basaltos e 
diabásios, aonde chegam a constituir até 40% da rocha 
 
 
 43 
b Cadeia dupla 
A estrutura básica desses silicatos pode ser interpretada como resultado 
da associação de duas cadeias simples, unidas através de pontes de oxigênio. 
Desse tipo mais complexo de cadeia resulta o radical (Si4O11)
6-. Todos os 
minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura. 
 
 
Figura 31. Cadeia dupla de tetraedros ligados 
 
GRUPO DOS ANFIBÓLlOS 
Antofilita (Mg, Fe)7 (Si4O11)2 (OH,F)2 
Tremolita Ca2Mg5 (Si4O11)2 (OH)2 
Actinolita (Ca, Na)2 (Mg, Fe)5 (Si,AI)8 O22 
Glaucofânio Na2 (Mg, Fe)3 AI2 (Si2O6) 
Hornblenda Ca2 Na (Mg, Fe)4 (AI, Fe,Ti) AISi8 AIO22 (OH,O)2 
 
 O anfibólio de maior importância é a hornblenda, mineral comum em 
rochas magmáticas e metamórficas de grande ocorrência. 
Os anfibólios e os piroxênios podem ser enquadrados no grupo dos 
minerais de fácil intemperização e são ricos em elementos essenciais às plantas, 
principalmente Ca e Mg, que aparecem na sua composição. De modo geral, são 
classificados como minerais máficos e estão presentes em rochas ígneas básicas, 
que são importantes na formação de solos utilizados com maior intensidade na 
agricultura. 
Por terem íons metálicos ligando suas cadeias longitudinais, eles sofrem 
clivagem relativamente fácil no sentido de cadeia e são, muitas vezes, fibrosos. A 
actinolita e a tremolita são utilizados industrialmente como tecidos à prova de 
 44 
fogo, telhas para construção, isoladores de calor e eletricidade, etc. O nome 
vulgar (mais conhecido) da tremolita é amianto. 
 
4.2.5. FILOSSILlCATO 
O nome filossilicato (do grego phyllon = folha) indica o tipo de estrutura que 
os minerais desse grupo apresentam, ou seja, estrutura em folhas superpostas. 
As folhas fundamentais, presentes em todos os filossilicatos, é a folha de 
siloxana, constituída de tetraedros (SiO4)
4-, onde cada tetraedro reparte com os 
tetraedros vizinhos, três de seus oxigênios, deixando um oxigênio apical, com 
uma valência livre (estrutura em folhas onde cada tetraedro compartilha 3 
oxigênios, dando grupamentos (Si2O5)
2- (Figura 26). Como os oxigênios apicais 
estão voltados para um mesmo lado, a camada de tetraedros está disposta em 
forma de uma lâmina ou folha, com todos os tetraedros em um mesmo plano 
(Figura 33). 
 
 
 
 45 
A folha de siloxana não é eletricamente neutra, não constituindo, por si só, 
mineral. Liga-se a dois outros tipos de folhas, que são: 
 
a) Folha de brucita: é constituída de Mg2+ e (OH)- ligados em 
coordenação 6, de modo que o magnésio ocupa o centro de um octaedro, nos 
vértices dos ais encontram-se as hidroxilas (Figura 34). Estas folhas em que Mg2+ 
ocupa o centro dos octaedros formam a estrutura Mg3(OH)6 da brucita e, ainda, 
dessa ocupação da Mg no centro de todos os octaedros originará folhas 
trioctaédricas, pelo fato de ter cada (OH)- ligado a Mg2+ de 3 octaedros (Figura 
35). 
 
 
Figura 34 - Folha de brucita e gibbsita mostrando distribuição de octaedros 
 
 
Figura 35 - Estruturas de folha trioctaédrica de brucita 
 
 
 46 
b) Folha de gibbsita: semelhante à folha de brucita, da qual se diferencia 
por ter Al3+ no lugar de Mg2+. Como o AI3+, possui valência maior, apenas 2/3 das 
posições octaédricas são ocupadas pelo cátion, resultando na existência de 1/3 
de octaedros vazios, isto é, sem Al3+ na posição central (Figura 36). Quando o 
Al3+ ocupa o centro dos octaedros formam a estrutura AI2(OH)6 da gibbsita. É 
também chamada folha dioctaédrica, por ter cada (OH)- ligado a Al3+ de 2 
octaedros. 
 
 
Das combinações de folhas de siloxana com folhas de brucita ou de 
gibbsita resultam as estruturas dos minerais desse grupo. 
 
Talco - Mg3 (OH)2 Si4O10 
Na agricultura, pode ser usado como veículo para inseticidas, dentre os 
quais o DDT, o BHC, etc. 
Industrialmente é utilizado na indústria têxtil, na fabricação de giz, etc. 
 
I) Grupos das Micas 
A substituição de cerca de ¼ dos silícios, através de substituição iônica, 
provoca o aparecimento de carga suficiente para admitir a presença de cátions 
monovalentes de tamanho grande e que vão se alojar entre as camadas. O cátion 
de ocorrência mais comum é o K+, seguido pelo Na+ e as estruturas podem ser 
assim deduzidas: 
 
 47 
Si2O5 + Al2(OH)6 + AISiO5 + K
+ - 4(OH)- → KAI2 (OH)2 AISi3O10 (muscovita) 
Si2O5 + Mg3(OH)6 + AISiO5 + K
+ - 4(OH)- → KMg3 (OH)2 AISi3O10 (flogopita) 
Si2O5 + Al2(OH)6 + AISiO5 + Na
+ - 4(OH)- → NaAI2 (OH)2 AISi3O10 (paragonita). 
 
Os cátions K+ e Na+ prendem mais fortemente que as ligações de Van der 
Walls. Conseqüentemente, a estrutura torna-se mais rígida, desaparece o 
deslizamento das camadas perdendo a untuosidade, fazendo com que aumente a 
dureza do mineral. 
Existem as micas quebradiças, sendo as representantes principais a 
margarita (Ca2Al4 (AI4Si4O20)(OH)4) e xantofilita (CaMg3 (OH)2 AI2Si2O10). 
As micas estão entre os minerais mais disseminados da natureza, estão 
presentes em, praticamente, todos os grupos de rochas mais importantes. 
 
Muscovita - KAI2 (AISi3O10) (OH)2 
É a mica mais comum, a mais empregada comercialmente e é chamada 
mica branca ou malacacheta. Quando presente na rocha de origem é comum a 
sua presença na fração areia do solo formado, devido a sua grande dificuldade de 
decomposição pelo intemperismo. 
 
Biotita - K(Mg, Fe)3 (OH), F)2 Si3AIO10 
É chamada de mica preta ou mica ferromagnesiana. Apresenta grande 
importância na formação dos solos, pois, devido à presença de Fe, facilmente 
oxidável na sua estrutura, ela se decompõe facilmente, liberando seus 
constituintes. Assim, os solos que se originam de rochas ricas em biotita, 
raramente são deficientes em potássio. 
Pode ser utilizada industrialmente na fabricação de lubrificantes. 
 
Flogopita - KMg3 (OH, F)2 SiAIO10 
É chamada de mica magnesiana e sob ação do intemperismo dá origem a 
vermiculita. 
 
 
 
 48 
I.i) Minerais de Argila 
O termo argila é empregado em dois sentidos: 
 
- granulometricamente: fração mais fina dos sedimentos (diâmetro inferior a 2 µ); 
- mineralogicamente: grupo de minerais que são silicatos hidratados de alumínio.São minerais secundários, resultantes de decomposição de outros silicatos 
principalmente feldspatos e feldspatóides. 
Apresentam hábito terroso, cor branca, mas usualmente coloridas por 
impurezas, principalmente, óxidos de ferro, que são infusíveis e insolúveis. 
Como todos os filossilicatos, os argilominerais apresentam estruturas 
semelhantes, laminares, constituídas por associações de camadas tetraédricas de 
silício com camadas octaédricas de alumínio ou magnésio. 
Esses minerais são da mais alta importância no estudo da Pedologia por 
serem componentes da fração argilas, que afeta todo comportamento 
físicoquímico do solo. Embora na fração argila dos solos estejam presentes todos 
os minerais que possuem dimensão inferior a 0,002 mm de diâmetro, o número 
daqueles que são chamados minerais argilosos ou argilominerais se restringe 
apenas aos minerais silicatados como caulinita, montmorilonita, etc. 
Segue-se uma classificação dos principais argilominerais. 
 
I.i.1.) Grupo das Caulinitas 
Os minerais deste grupo têm estrutura 1:1, cada camada constituída de 
uma folha de siloxona ligada a uma de gibbsita (Figura 37). 
A estrutura é rígida e o espaçamento entre as camadas (7,2 Å) é 
suficientemente pequeno para impedir a entrada de água, que fica apenas 
adsorvida à superfície externa das partículas. 
Pertencem a este grupo os seguintes argilominerais: 
 
 
 
 
 
 49 
 
 
Figura 37 - Estruturas da caulinita. 
 
- Caulinita: principal representante do grupo e de ocorrência geral nos 
solos brasileiros. Al2Si2O5(OH)4 
- Dickita: mesma composição química da caulinita, apenas com diferenças 
estruturais. Pode apresentar tamanho de partícula acima do limite da fração 
argila. 
- Nacrita: mesma composição química das anteriores, das quais difere as 
estruturalmente. 
- Anauxita: apresenta maior teor de sílica, que ocorre como camadas 
extras de SiO2, entre as camadas 1:1, do mineral. 
- Haloisita: mesma composição química da caulinita, apenas com 
diferenças estruturais; Al2Si2O5(OH)4 2H2O (mais hidratada) 
 
I.i.1.) Grupo das Esmectitas 
Os minerais deste grupo possuem estrutura 2:1, onde 2 folhas de 
siloxana intercaladas por 1 folha de gibbsita (esmectitas dioctaédricas) 
ou 1 folha de brucita (esmectitas trioctaédricas). (Figura 38). 
7.2 Å 
 50 
Esses argilominerais apresentam propriedade de expansão quando úmidos 
e de contração quando secos, provocando movimentação do solo, facilmente 
observável em solos ricos desses minerais. 
Apresentam como característica importante, grande quantidade de 
substituições iônicas, tanto nas folhas de siloxana como nas folhas octaédricas. 
Os principais minerais do grupo são: 
- Montmorilonita: é o principal representante do grupo. A substituição de 
Al3+ por Mg2+ permite distinguir as montmorilonitas dioctaédricas, onde predomina 
o Al3+, das montmorilonitas trioctaédricas, cuja predominância é de Mg2+. Possui 
partículas de menor tamanho, o que Ihe dá uma grande superfície de adsorção. 
 
 
Figura 38 - Estruturas de montmorilonita 
 
 51 
- Beidilita: é o argilomineral mais aluminoso do grupo, em conseqüência a 
grande quantidade de Si4+ substituído por AI3+. Sua capacidade de expansão é 
menor que das demais esmectitas. 
- Nontronita: ocorre substituição parcial de Al3+ por Fe3+ nas folhas 
octaédricas. De acordo com a extensão dessa substituição, pode-se distinguir as 
nontronitas comuns das aluminosas. 
- Saponita: é a representante magnesiana do grupo, contendo folhas de 
brucita em lugar das de gibbsita. 
- Sauconita: contém Zn2+ substituindo Mg2+, em quantidades variáveis, nas 
folhas octaédricas. 
- Hectorita: contém Li+ substituindo Mg2+. Pode conter, também, F- 
substituindo o (OH)- 
 
I.i.3) Grupo das Hidromicas 
Os minerais deste grupo situam-se estruturalmente entre as micas e as 
esmectitas. A substituição do Si4+ por Al3+ nas folhas de siloxana é menor que nas 
micas, acarretando a entrada de menor quantidade de K+ entre as camadas. 
A estrutura é do tipo 2:1, com camada intermediária de K+, semelhante a 
muscovita (Figura 38). A presença de K+ entre as camadas impede a entrada de 
água nesses espaços tornando a estrutura não expansiva. 
O único mineral de importância no grupo é a ilita, de ocorrência comum em 
alguns solos, embora raramente seja o argilomineral predominante. 
 
Figura 39 - Estrutura da ilita 
 
 
 52 
I.i.4) Vermiculita 
Apresenta estrutura 2:1, tendo as camadas separadas por lâminas 
bimoleculares de água (Figura 40). A folha octaédrica é de brucita, ocorrendo 
substituição de Mg2+ por Fe2+, em proporções variadas. 
A vermiculita é incluída no grupo dos argilominerais quando ocorre em 
solos, no tamanho de fração argila. Esta vermiculita é derivada de alteração 
intempérica de outros filossilicatos, como micas e cloritas. Existe a 
macrovermiculita, proveniente da alteração metassomática de minerais 
ferromagnesianos, que ocorre em jazidas ao conceito de argilomineral. 
É característica, nesse mineral, a expansão de sua estrutura, quando 
aquecido a temperaturas entre 300 e 900°C. 
 
 
Figura 40. Estrutura da vermiculita 
 
I.i.5.) Clorita 
Sua estrutura é semelhante à da vermiculita, contendo uma camada de 
brucita entre as das 2:1, em lugar da camada de água que ocorre na vermiculita. 
Essa estrutura é também considerada como 2:2 ou 2: 1: 1 (Figura 41). 
Semelhante a vermiculita é considerada argilomineral quando ocorre em 
solos e sedimentos, resultante de alteração intempérica. Quando resulta da 
alteração metassomática, seu tamanho é maior que o dos argilominerais. 
 
 53 
 
Figura 41 - Estrutura da clorita. 
 
I.i.6.) Minerais Interestratificados 
O termo, geralmente, se aplica a todos os minerais que apresentam num 
único cristal, celas unitárias ou camadas de dois ou mais tipos. A 
interestratificação mais comum em solos é a interação de camadas 2:1 com 
camadas 2:1:1 (cloritas). Dessa maneira pode-se distinguir os intraestratificados 
mica-clorita, vermiculita-clorita, montmorilonita-clorita ou ainda mica-
montmorilonita-clorita. 
A ocorrência desses minerais em solos, principalmente em solos tropicais, 
e bastante comum. As características desses minerais dependem sobremaneira 
do tipo e da intensidade de interestratificação (Figura 42). 
 
 
Figura 42 -Esquema da estrutura da vermiculita, clorita e o mineral interestratificada intermediário. 
 
 
 
 54 
4.2.6. TECTOSSILlCATOS 
Reúnem as espécies minerais mais abundantes na litosfera da qual 
constituem cerca de 75%. Ocorrem em praticamente todas as rochas e em todos 
os solos. São constituintes essenciais da fração areia dos sedimentos, aonde 
chegam a constituir a sua quase totalidade. Representa o mais elevado grau de 
polimerização. Os tetraedros (SiO4)
4- ligam-se tridimensionalmente, onde cada 
tetraedro tem seus íons oxigênio compartilhados com os adjacentes. Portanto, a 
estrutura tem uma relação Si:O de 1:2 e conseqüentemente pertencem ao grupo 
da sílica. 
Os minerais desse grupo são classificados de acordo com a intensidade de 
substituição de Si por AI e de acordo com o cátion existente para o equilíbrio do 
excesso de carga negativa. 
Desta forma distinguem-se o quartzo e seus polimorfos, os feldspatos, 
feldspatóides e as zeólitas. 
 
I) Quartzo e Formas Polimorfas 
O quartzo (SiO2) é a variedade cristalina da sílica. A sílica pode cristalizar-
se em várias formas polimórficas (mesma substância química que existe sob duas 
ou mais formas fisicamente distintas): quartzo, tridimita e cristobalita, incluindo 
cada uma das modificações

Outros materiais

Materiais relacionados

Perguntas relacionadas

Materiais recentes

Perguntas Recentes