Pedologia Cap. 1 e 2

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1 
INTRODUÇÃO 
1.1. CONCEITO DE SOLO 
O solo ocupa a parte mais externa do globo terrestre, na posição de contato 
com as massas gasosas e líquidas. É, ao mesmo tempo, uma região de transição dos 
três estados da matéria e um regulador da manifestação de propriedades de sólidos, 
de líquidos e de gases. 
O solo não apresenta apenas, mera mistura de minerais fragmentados e matéria 
orgânica em vários estágios de decomposição e de mineralização. É, na realidade, 
um pouco mais do que os conhecimentos disponíveis permitem visualizar: representa 
um conjunto de fenômenos naturais ainda mal percebidos pelos recursos atuais, 
disponíveis à investigação. 
Quando se caracteriza o solo, claramente se percebe tratar-se de uma parte 
bem organizada da natureza, ajustada a múltiplas funções de um equilíbrio dinâmico. 
Aquele que se aproxima do solo verifica ser ele um corpo natural, independente e 
dinâmico, adquirindo propriedades ou características variáveis com a natureza, 
intensidade e extensão das forças que sobre ele atuam. 
Na parte superior do corpo do solo, às proximidades da interface sólido-gás, 
desenvolve-se uma biologia, caracterizada pela presença de formas desde as mais 
primitivas, a seres altamente organizados, os quais exercitando demolições e 
sínteses, concorrem para a manifestação de importantes atributos que interessam à 
vegetais e animais superiores. 
1.2. O SOLO E A ROCHA 
A importância da rocha na formação do solo é conhecida já de algum tempo. 
Nos meados do século passado, cientistas europeus como Thaer (1853), Fallou 
(1862), Richthofen (1866), propuseram sistemas de classificação de solos com base 
na geologia e na composição mineralógica do material que lhes deu origem. 
 
A maior ênfase ao material de origem como fator de formação de solos, 
Introdução 10 
entretanto, foi dada pelo grande cientista russo, pioneiro da pedologia moderna, 
Dokuchaev (1883), e pelos seus discípulos Glinka e Sibirtsev. 
MARBUT (1935), foi quem introduziu os conceitos desses cientistas no 
ocidente, traduzindo as obras de Glinka. A partir de então, o solo passou a ser 
caracterizado como a camada mais externa da crosta terrestre, não consolidada, com 
espessura variável e diferindo do material que o sustenta em cor, estrutura, 
constituição física, composição química, mineralógica e em propriedades. 
O solo pode ser considerado, em última análise, como sendo “uma assembléia 
de minerais em íntima coexistência e em contato próximo um do outro”. Estes 
minerais podem sofrer as mais diversas transformações, na rocha ou no próprio solo. 
Estas transformações dos minerais aliadas ao transporte, adição e remoção de 
materiais do perfil deram origem aos mais diversos solos. Ou ainda como, “um corpo 
natural, composto de materiais minerais e orgânicos, situados à superfície da terra, 
onde as plantas se desenvolvem”. 
O solo se distingue das formações ou produtos rochosos da superfície terrestre 
por certas características, dentre as quais podemos destacar: 
a) Tipos de ambientes climáticos 
Observa-se que a natureza das formações geológicas, independe do clima. O 
mesmo não acontece com os solos, pois certos grupos bem definidos resultam do 
clima e são independentes da natureza, constituição e propriedades da rocha 
formadora do material de origem sobre o qual eles se desenvolveram. Nota-se que o 
mesmo derrame de eruptivas básicas no Rio Grande do Sul ou em São Paulo, 
fornece material de origem para solos diferentes, porque diferentes são os ambientes 
climáticos em que se encontram. Por outro lado, sob idênticas condições de clima, 
rochas diferentes podem originar solos semelhantes. 
b) Diferenciação dos horizontes 
De maneira geral, o solo se apresenta em camadas morfologicamente 
diferenciadas, denominadas horizontes. O grau de diferenciação reflete a intensidade 
e a extensão de processos, mecanismos ou reações de gênese. Um depósito de 
material rochoso não consolidado, não exibe esses sinais da presença e ação dos 
fatores de gênese. 
c) Relações biológicas 
As rochas não têm nenhuma relação com as manifestações de vida à superfície 
do globo terrestre, se não através de alguns dos seus constituintes mais resistentes. 
O solo reflete e guarda estreitas relações com a vida de animais e plantas, sendo 
recíprocas as influências existentes. 
 
1.3. A CIÊNCIA DO SOLO 
Introdução 11 
A Ciência do Solo é o estudo de suas características físicas, químicas, 
coloidais e biológicas, integradas em noções de gênese, definidas em termos 
morfológicos e analíticos. 
As características morfológicas impressas no corpo do solo pelos processos de 
gênese, são acessíveis à observação, mediante cuidadoso exame das partes 
constituintes do perfil do solo. Esse exame ou descrição morfológica, auxiliado pela 
confirmação analítica, identifica o efeito observado com as suas causas 
determinantes, possibilitando o estabelecimento de interpretações destinadas à 
eleição das modalidades de utilização, de manejo e de conservação do solo. 
A Figura 1.1., apresenta uma disposição esquemática, com o intuito de mostrar 
as etapas seguidas pela conquista dos conhecimentos em Ciência do Solo, dirigidos 
a uma interpretação científico-utilitária do solo. Tais conhecimentos são organizados 
pela classificação dos solos. 
 
FIGURA 1.1. Representação esquemática das etapas e setores abrangidos pela 
Ciência do Solo. 
1.4. MINERAIS DO SOLO 
Introdução 12 
Os minerais são substâncias naturais provenientes de processos inorgânicos 
definidos e apresentando composição da qual participa um ou mais elementos 
químicos. 
As rochas se constituem de um ou da reunião de dois ou mais minerais. O 
número de minerais conhecidos é muito grande, contudo, poucas são as espécies 
presentes na maioria das rochas, particularmente nas rochas ígneas. 
Os minerais de rochas e aqueles constituindo o material de formação de solos 
podem ser divididos em dois grupos: primários e secundários. Não obstante, é 
necessário dar ênfase ao número relativamente pequeno de minerais primários 
constituintes das rochas ígneas, através dos quais se originam grupos numerosos de 
minerais secundários. 
Entre os minerais primários deve ser ressaltada a importância dos silicatos, por 
constituírem o maior número das espécies presentes em rochas ígneas e na maioria 
dos solos. 
TABELA 1.1. Composição Mineralógica média das rochas ígneas (RANKANA e 
SAHAMA, 1954). 
Quartzo 
Feldspatos alcalinos 
Feldspatos plagioclásios 
Piroxênios 
Hornblenda 
Biotita 
Muscovita 
Olivina 
Nefelina 
Apatita 
Minerais de metais pesados 
12,4% 
31,0% 
29,2% 
12,0% 
1,7% 
3,8% 
1,4% 
2,6% 
0,3% 
0,6% 
4,1% 
 
 
A proporção dos minerais primários nos solos é dependente do seu conteúdo 
nas rochas matrizes, de sua resistência ao intemperismo, bem como da intensidade 
desse processo. Depende, ainda, da sua granulometria no material matriz que deu 
origem ao solo. 
As proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo, 
podem ser observadas na Tabela 1.2, e os oito elementos mais comuns na crosta 
terrestre, podem ser vistos na Tabela 1.3. 
 
 
TABELA 1.2. Proporções aproximadas das espécies minerais expostas ou 
intemperismo. 
Introdução 13 
Feldspato 
Quartzo 
Minerais de argila e mica 
Calcita e dolomita 
Óxidos de ferro 
Piroxênio e Anfibólio 
Outros 
30% 
28% 
18% 
9% 
4% 
1% 
10% 
 
 
TABELA 1.3. Elementos mais comuns da crosta terrestre. 
Elementos Peso % Volume % 
O 
Si 
Al 
Fe 
Mg 
Ca 
Na 
K 
46,40 
27,72 
8,13 
5,00 
2,09 
3,63 
2,83 
2,5993,77 
0,86 
0,47 
0,43 
0,29 
1,03 
1,32 
1,83 
 
De acordo com a Tabela 1.3., observa-se com nitidez que, na composição da 
crosta terrestre e, obviamente do material rochoso, há uma dominância dos 
elementos Alumínio (Al), Sílico (Si) e Oxigênio (O). Assim, pode-se idealizar a crosta 
terrestre e, conseqüentemente o material rochoso, como uma armação de íons 
oxigênio unidos, formando configurações por vezes complexas, pelos íons silício e 
alumínio. Os espaços são preenchidos pelos demais íons dos elementos 
componentes, dando os mais diversos minerais. Portanto, é de se esperar que os 
mais abundantes serão aqueles compostos que contenham Si ligado ao O . 
1.5. ESTRUTURA DOS SILICATOS 
Estes corpos, conforme visto anteriormente, se denominam silicatos e 
aluminossilicatos de Fe, Mg, Ca, Na e K, que pela ação do intemperismo dão 
origem aos solos, tornando-se assim elementos importantes ao nosso estudo. Na 
realidade, todos os cátions que aparecem na Tabela 1.3., e muitos outros cátions 
presentes em quantidades menores na crosta terrestre, existem também em algumas 
espécies de silicatos. Os cátions que se encontram em um determinado silicato 
dependem em grande parte da estrutura atômica do mineral. Similarmente, a 
susceptibilidade do mineral à intemperização será também em função da estrutura 
atômica. 
Sabe-se que a base de sustentação dos silicatos é o tetraedro de silício (SiO4)
-4. 
A estrutura real que se forma dependerá da maneira como estas unidades estão 
Introdução 14 
ligadas entre si. Os tetraedros de SiO4 podem existir como unidades independentes 
(estão unidos por cátions), ou os quatro oxigênios podem estar ligados com outros 
íons silício para formar cadeias, anéis ou estruturas reticulares. 
A estrutura cristalina dependerá assim do número relativo de unidades que a 
integra, além de seus tamanhos e propriedades e polarização. As estruturas se 
fundamentam no fato de estar cada íon de silício rodeado por quatro íons de oxigênio. 
As forças repulsivas entre órbitas de igual magnitude de carga determinam a 
colocação dos átomos de oxigênio nos vértices de um tetraedro tendo no centro o 
silício ( Figura 1.2.). 
 
FIGURA 1.2. Tetraedro de silício, unidade estrutural básica dos nesossilicatos 
(SiO4)
-4 
 
Nesossilicatos: 
(do grego nesos = ilhas, tetraedros isolados) 
 
Estes minerais estão formados por unidades independentes de SiO4, ligadas por 
cátions bivalentes. A olivina é o mais comum destes minerais tendo por fórmula: (Mg, 
Fe)2SiO4. 
As olivinas são minerais de cor verde que integram uma série isomórfica com 
fosterita (Mg2SiO4) e fayalita (Fe2SiO4) como espécies finais. 
As olivinas mais comuns são mais ricas em magnésio que em ferro (Dana, 
1960), apresentam uma exfoliação pobremente desenvolvida (Figura 1.2.). 
Introdução 15 
Sorossilicatos: 
(do grego soros = grupo, tetraedros duplos) 
 
Esta estrutura se forma quando um oxigênio se une a 2 (dois) tetraedros, 
formando uma unidade estrutural Si2O7. Os exemplos mais comuns são a 
Hemimorfita: Zn4Si2O7(OH)2H2O, e a Melilita: Ca2Mg Si2O7 que, através de 
coordenações variadas, mantém unidos os grupos Si2O7
=== (Figura 1.3.). ( Não são 
comuns em solos, os minerais deste tipo). 
 
FIGURA 1.3. Tetraedros compartilhando um oxigênio comum (sorossilicatos) - 
(Si2O7)
-6 
 
Inossilicatos: 
(do grego inos = fio, fibra) 
 
a) Cadeia Simples 
Esta estrutura característica dos piroxênios, compreende o enlace de dois 
oxigênios de cada tetraedro para formar uma cadeia simples e comprida. Unidades 
(SiO3)n
-2 ou Si2O6. 
As cadeias podem permanecer ligadas por Mg++ como no caso da Enstatita 
(MgSiO3) ou por Mg
++ ou Fe++ como no caso da Hiperstênio (Mg, Fe) SiO3. A 
Augita é o mineral mais comum deste grupo, cuja fórmula é: 
Ca (Mg, Fe, Al) (SiAl)2
 O6 . 
Os piroxênios estão geralmente representados nos solos pela augita, mineral 
ferromagnesiano escuro comum em basaltos e outras rochas ígneas básicas (Figura 
1.4.). 
 
 
Introdução 16 
 
FIGURA 1.4. Inossilicatos de cadeia simples (SiO3)n
-2. 
 
Ciclossilicatos 
(do grego kyklos = círculo, anel) 
Anéis de 3,4 ou 6 tetraedros (SiO3) ou grupos Si6O18 
 
Estas estruturas são similares às cadeias simples, exceto que aqui as cadeias 
estão fechadas em forma de círculo, de tal maneira que os tetraedros se colocam 
formando anéis hexagonais. Os anéis são de 3,4 ou 6 tetraedros, com as fórmulas 
básicas: Si3O9, Si4O12 e Si6O18 respectivamente. O anel Si6O18 é o retículo básico 
das estruturas dos minerais mais comuns e importantes deste grupo: berilo - Be3Al2 
(Si3O)6 ; turmalina - Na(Mg, Fe)3 Al6 (BO3). Os ciclossilicatos mais comuns são 
relativamente resistentes à alteração e persistem nas rochas secundárias. 
b) Cadeia Dupla 
Esta estrutura é característica dos anfibólios e se forma mediante a junção de 
duas cadeias simples, de modo que se unam por meio de 2,5 oxigênios para cada 
tetraedro (Figura 1.5). A unidade básica é: (Si4O11 )n
-6 . A hornblenda (NaCa)2 (Mg, 
Fe, Al)5 (SiAl)4 O11 é um dos minerais mais abundantes deste grupo dos anfibólios 
que se encontram nas rochas. 
Introdução 17 
A composição dos anfibólios pode ser representada por uma série isomórfica, 
com tremolita: Ca2Mg5(Si4O11)(OH)2 e actinolita: Ca2Fe5(Si4O11)2(OH)2 nos 
extremos (presentes nas rochas metamórficas). Tremolita se apresenta geralmente 
em dolomitas metamórficas. Hornblenda está altamente distribuída nas rochas ígneas 
desde a sianita e granito até gabro e em rochas metamórficas (gneiss, anfibolitos, 
etc). 
Os inossilicatos apresentam exfoliação em duas direções paralelas às cadeias 
de tetraedros. Esta exfoliação debilita a estrutura e facilita sua alteração. 
 
 
FIGURA 1.5. Inossilicato de cadeia dupla - (Si4O11 )n
-6. 
Introdução 18 
Filossilicatos: 
(do grego phyllon = folha, lâmina) 
Grupo (Si4O10 )n
-4 (silicatos laminares) 
 
Apresentam estrutura em lâminas, onde 3 oxigênios de cada tetraedro são 
compartilhados com os tetraedros adjacentes (Figura 1.6.). A maioria dos argilo-
minerais pertencem a este grupo. 
 
 
FIGURA 1.6. Filossilicatos ou silicatos laminares (Si4O10 )n
-4. 
 
Os silicatos laminares 1:1 são formados quando os íons em coordenação 
octaédrica se unem aos oxigênios apicais de uma lâmina de tetraedros. 
Se os íons em coordenação octaédrica se unem aos oxigênios apicais de duas 
lâminas de tetraedros, formarão os silicatos laminares 2:1, as relações (1:1 e 2:1), se 
referem ao número de camadas de cátions em coordenação tetraédrica em relação 
ao número de camadas de cátions em coordenação octaédrica. Se entre as lâminas 
dos silicatos laminares 2:1, se introduz uma dupla camada de hidróxidos unidos por 
cátions em coordenação octaédrica, se formam as estruturas 2:2. 
Introdução 19 
O termo mineral trioctaedral se aplica quando o íon central for Mg2+ ou Fe2+; 
todas as posições possíveis são tomadas para o equilíbrio da estrutura (Figura 
1.7.). Quando o Al3+ ocupa a posição central, somente 2/3 das posições possíveis 
são tomadas pelo mesmo para o equilíbrio da estrutura. Neste caso, o mineral é 
chamado de dioctaedral. (Figura 1.8.). 
 
 
 
FIGURA 1.7. Exemplo de mineral trioctaedral. 
 
 
FIGURA 1.8. Exemplo de mineral dioctaedral. 
Introdução 20 
Tectossilicatos: 
(do grego tektos = armação) (silicatos reticulares) 
 
Estruturalmente, representam o mais elevado grau de polimerização dos 
silicatos. Os tetraedros SiO4 ligam-se em uma trama tridimencional, em que cada 
tetraedro tem todos os íons O compartilhados com tetraedrosvizinhos (Figura 1.9.). 
A composição básica é SiO2. Os exemplos mais comuns são o quartzo, feldspatos e 
feldspatoides . 
 
FIGURA 1.9. Representação esquemática da estrutura de tectossilicatos de 
composição SiO2. 
 
O quartzo (SiO2), é constituído por tetraedros SiO4 onde não há substituição. No 
momento em que o Al+3 substitui o Si+4 nos tetraedros, provoca um déficit de carga 
que é neutralizado no interior da estrutura por K+ , Na+ ou Ca++ dando, 
conseqüentemente, a formação dos feldspatos. 
Os feldspatos plagioclásios podem ser considerados como uma série de 
substituição isomórfica, com albita e anortita como membros extremos. Esta série 
ajustada de acordo com o conteúdo crescente de cálcio é: albita - oligoclásio - 
andesita - labradorita - bytownita- anortita. 
 
2 
GÊNESE DE SOLOS 
2.1. CONCEITO 
O solo pode ser considerado como a resultante da ação conjunta dos agentes 
intempéricos sobre os restos minerais depositados e enriquecidos de detritos 
orgânicos. A sua formação tem início no momento em que as rochas entram em 
contato com o meio ambiente e começam a sofrer transformações. Com a 
intensidade, que é função do meio, a rocha e seus minerais são submetidos à ação 
dos agentes do intemperismo, em que os fragmentos provenientes de tais rochas vão 
ficando cada vez menores e se acumulando nas encostas, baixadas ou mesmo sobre 
o próprio material de origem. Dessa maneira, é sobre este material geológico que se 
desenvolve o verdadeiro solo, resultante da ação dos agentes pedogenéticos. 
O que deve ser ressaltado é que, para a ciência do solo, a importância do 
intemperismo decorre não apenas de sua ação destruidora, mas, principalmente de 
sua ação criadora, formadora do solo. Daí ser o intemperismo o processo geológico 
mais importante e chegado à vida do homem. 
2.2. INTEMPERISMO 
2.2.1. Introdução 
O intemperismo é um dos capítulos da mineralogia de solos que mais tem 
contribuído para o conhecimento das transformações das rochas, concluindo com a 
formação dos solos, podendo mesmo, com sua ajuda, entender os mecanismos 
atuantes sobre este meio. 
A intensidade do intemperismo é altamente dependente de numerosos fatores, 
os quais incluem: tamanho das partículas constituintes das rochas, permeabilidade do 
manto rochoso, posição do nível freático, temperatura da rocha, composição e 
quantidade de água subterrânea, oxigênio e outras fases no sistema, macro e 
microflora presentes e solubilidade relativa da rocha exposta. 
Devido a esta complexidade de fatores que afetam este processo, os produtos 
resultantes variam de forma considerável entre lugares não muito distantes. 
Gênese de Solos 22 
2.2.2. Definições de Intemperismo 
O intemperismo tem sido definido de várias maneiras: “fracionamento das 
rochas”, “decomposição e alteração das rochas” , “colapso da rocha”, “deterioração 
da rocha”, etc. No entanto, uma definição mais detalhada é dada por REICHE (1943) 
: “Intemperismo é a resposta dos materiais que estavam em equilíbrio no interior da 
litosfera, às condições no contato ou próximo ao seu contato com a atmosfera, 
hidrosfera e ainda com a biosfera”. 
Com a finalidade de estudar o processo mais detalhadamente, é necessário 
diferenciá-lo em duas partes: intemperismo físico e intemperismo químico; no 
entanto, deve-se ressaltar que, tanto um como o outro, atuam de maneira simultânea, 
sendo impossível separá-los como tais na natureza. 
Aqui deve ser feita uma diferenciação entre intemperismo e diagênese. De 
uma maneira geral, o produto do intemperismo é acompanhado no processo 
sedimentológico, pelo transporte de material decomposto, deposição deste material e 
diagênese. 
O Intemperismo normalmente diz respeito à decomposição de materiais, ao 
passo que a diagênese é a formação de outros materiais a partir dos produtos 
decompostor pelo primeiro processo. 
2.2.3. Intemperismo Físico 
Visando a parte didática, tanto o processo físico como o químico serão tratados 
distintamente. 
Assim, a intemperização física ou desintegração, envolve processos de 
subdivisão de massa rochosa em unidades menores, por meios mecânicos. É a 
modificação de forma e tamanho das massas rochosas e dos minerais, sem haver 
alteração na composição química dos mesmos. 
2.2.4. Intemperismo Químico 
A intemperização química ou decomposição, atua modificando a composição 
química da rocha e dos minerais. 
Levando-se em conta o estudo da formação do solo, o intemperismo químico é 
de maior importância que a alteração física, isto porque proporciona ao mesmo 
capacidade de nutrir os vegetais. 
Há vários processos envolvidos no intemperismo químico de rochas comuns e 
minerais, tais como: 
 
Hidrólise 
A hidrólise é uma reação da dupla decomposição apresentada pela troca de 
componentes, H+ e OH
-
 da água e os elementos de uma rocha ou mineral. 
É o processo mais importante de intemperismo químico, principalmente dos 
Gênese de Solos 23 
silicatos comuns e minerais aluminossilicatados. A equação geral de hidrólise de um 
silicato, segundo BIRKELAND (1974), é: 
 
Silicato + H2O + H2CO3  Cátions + OH
- + HCO-3 + H4SiO4 
 c l aq aq aq aq aq 
 
 
onde: 
c = espécie cristalina 
l = líquido 
aq = espécie aquosa 
 
A equação geral para um aluminossilicato é: 
 
Aluminossilicato + H2O + H2CO3 = mineral de argila + Cátions + OH
- + HCO
-
3 + H4SiO4 
 c l aq c aq aq aq aq 
 
O ácido que é mostrado na reação é o H2CO3. Outros ácidos, tais como aqueles 
resultantes da decomposição da matéria orgânica, são também importantes como 
fonte de hidrogênio. Os produtos comuns da hidrólise são H4SiO4 , HCO3
-
 OH
-
, 
juntamente com minerais de argila, se o alumínio estiver presente na decomposição 
dos minerais e se são encontradas condições químicas favoráveis. Mais detalhes de 
equações de intemperismo são dados na Tabela 2.1. 
Os cátions resultantes das reações de intemperismo podem ficar no solo, como 
integrantes da rede cristalina dos minerais de argila, ou como íons trocáveis 
adsorvidos na superfície das partículas coloidais. Alguns cátions podem ser 
removidos do sistema juntamente com o HCO3
-
, por intermédio da água percolante, 
ou ainda serem absorvidos pelo vegetal e voltar ao solo pela ciclagem. 
A reação de hidrólise pode ser demonstrada pulverizando-se um 
fragmento de mineral em água destilada, e medindo-se o pH da suspensão. O 
quartzo, quando pulverizado em água, hidrolisa-se para um pH entre 6 a 7, mas os 
feldspatos se hidrolisam para dar um pH de 8 a 10; os piroxênios 8 a 11; os 
anfibólios e feldspatoides 10 a 11. Estes valores de pH são de tal forma estáveis, que 
STEVENS e CARRON propuseram a identificação de minerais pelo método por eles 
denominado de “pH de abrasão”. A Tabela 2.2. mostra valores de pH de abrasão para 
alguns minerais comuns. 
TABELA 2.1. Equações representando a hidrólise de ortoclásio e albita 
originando vários minerais de argila (BIRKELAND, 1974). 
 2KalSi3O8 + 2H
+
 + 9H2O 
(ortoclásio) aq I 
 
 
H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2K
+
 
(caulinita) 
Gênese de Solos 24 
 c 
 
 3KalSi3O8 + 2H
+
 + 12H2O 
(ortoclásio) aq I 
 c 
 
 2NaAlSi3O8 + 2H
+
 + 9H2O 
(albita) aq I 
 c 
 
 8NaAlSi3O8 + 6H
+
 + 28H2O 
 (albita) aq I 
 c 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 caq aq 
 
KAl3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K
+
 
 (ilita) aq aq 
 c 
 
H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2Na
+
 
(caulinita) aq aq 
 c 
 
3Na0,66Al2,66Si3,33
 
 O10(OH)2+14H4SiO4 + 6Na
+ 
(montmorilonita) aq aq 
 c 
 
TABELA 2.2. Valores de pH de abrasão para minerais comuns. 
Mineral Fórmula “pH de abrasão” 
Silicatos 
.Olivina 
.Augita 
.Hornblenda 
.Albita 
.Oligoclásio 
.Labradorita 
.Biotita 
.Anortita 
.Hyperstênio 
.Muscovita 
.Ortoclásio 
.Montmorilonita 
.Haloisita 
.Caulinita 
 
Óxidos 
.Bohemita 
.Gibbsita 
.Quartzo 
.Hematita 
 
Carbonatos 
.Dolomita 
.Calcita 
 
(MgFe)2 SiO4 
Ca(Mg,Fe,Al) (AlSi)2O6 
Ca2Na(Mg,Fe)4(Al,Fe,Ti)3. Si6O22(OH)2 
NaAlSi3O8 
Ab90-70 An10-30 
Ab50-30 An50-70 
K(Mg,Fe) AlSi3O10(OH)2 
CaAl2Si2O8 
(Mg,Fe)2Si2O6 
KAl3Si3O10(OH)2 
KAlSi3O8 
(Al2Mg3)Si4O10(OH)2nH2O 
Al2Si2O5(OH)4 
Al2Si2O5 
 
 
AlO(OH) 
Al(OH)3 
SiO2 
Fe2O3 
 
 
CaMg(CO3)2 
CaCO3 
 
10;11 
10 
10 
9;10 
8;9 
8;9 
8;9 
8 
8 
7;8 
8 
6;7 
6 
5;7 
 
 
6;7 
6;7 
6;7 
6 
 
 
9;10 
8 
 
a) Efeito do pH sobre a solubilidade da alumina (Al2O3), sílica (SiO2) e ferro 
(Fe2O3). 
O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2, Fe2O3 está representado na 
Figura 2.1., KELLER (1968). 
Em pH 10 ou superior, tanto o Al2O3 como o SiO2 são relativamente solúveis e 
portanto as pequenas quantidades dos mesmos que são liberadas durante a 
Gênese de Solos 25 
hidrólise, nesses valores altos de pH, são provavelmente arrastadas em solução. 
Por exemplo, o Al2O3 e o SiO2 liberados da nefelina e dos anfíbólios 
hidrolizados (ambos tem pH de abrasão 10 - 11 ) são provavelmente arrastados, 
até que as soluções encontrem condições que: 
1) abaixem o pH, ou 
2) evaporem parte da água. 
Suponha-se que o pH de uma solução derivada da nefelina sob hidrólise é 
reduzido de 10 para 8 ( o que é inteiramente provável na natureza) e observe-se o 
efeito sobre a solubilidade do Al2O3 e SiO2:. para um pH 8, a solubilidade do Al2O3 é 
reduzida a praticamente zero, mas a solubilidade do SiO2 é reduzida apenas para ¼ 
daquela apresentada em pH 10. Espera-se, portanto, que a um pH 8 o Al2O3 
hidratado se precipite, provavelmente segundo gibbsita (Al2O3.3H2O) ou como 
diáspore ou boehmita (Al2O3.H2O), minerais estes comuns na bauxita, enquanto que a 
maior parte ou todo o SiO2 permanecerá em solução e será removido. 
Vejamos agora o que acontece quando uma rocha que está sendo hidrolisada 
seja banhada em água subterrânea com pH 5 a 6, valor comum para este tipo de 
água, que é rica em CO2 e ácidos orgânicos. A solubilidade, tanto do Al2O3 como do 
SiO2 originados da rocha, será relativamente baixa, condição esta que poderá 
conduzir à combinação dos mesmos para um aluminossilicato relativamente insolúvel 
tal como caulinita. 
Dessa maneira, em um pH baixo as rochas podem se intemperizar para 
caulinita, ao passo que em pH mais alto, os produtos intemperizados podem ser 
depositados como alumina e sílica hidratadas não combinadas e separadas. Uma 
combinação posterior da sílica com alumina condicionada também ao pH, é 
representada pela ressilicatização da gibbsita para caulinita. 
Resumindo o que foi exposto, pode-se dizer: 
1º - Se a precipitação pluviomética é abundante, o efeito combinado do pH da 
água da chuva e o pH alto dos silicatos hidrolisados tais como nefelina e anfibólios, 
produz no sistema um pH intermediário, porém alcalino resultando na separação de 
Al2O3 e SiO2 sob a forma de bauxita e sílica solúvel. 
 
 
 
Gênese de Solos 26 
 
 
FIGURA 2.1. Solubilidade da sílica, alumina e ferro em função do pH. 
 (Extraído do MASON, 1966). 
 
2º - Se a precipitação pluviomética é escassa e a evaporação anual excede a 
precipitação, a água é insuficiente para levar em solução todos os íons SiO2, Al2O3 , 
e M (alcalino e alcalino-terroso) mesmo quando o pH é alto. Os produtos restantes do 
intemperismo dos silicatos incluem íons M, Al2O3 , SiO2 que se combinam para 
formar montmoritonita, ilita e zeólitas. 
3º - Se a precipitação é moderada, esta é suficiente para remover a maior parte 
dos íons M, mas não abundante para transportar a contribuição em íons H+ do H2CO3 
, ácidos de plantas, etc. O pH é então bastante baixo para manter tanto o Al2O3 como 
o SiO2 relativamente insolúveis. Uma combinação do H
+, Al2O3 e SiO2 resulta na 
formação dos minerais de argila do grupo da caulinita. 
b) Influência dos vegetais na hidrólise 
As plantas vivas, através das raízes, são fonte contínua de fornecimento de íons 
H+ para as argilas, criando dessa maneira um ambiente ácido, intemperizando as 
rochas e minerais presentes (Figura 2.2.). 
Gênese de Solos 27 
Vários pesquisadores (Jenny e Overstreet 1939), Williams and Coleman (1950) 
e Graham and Baker (1951) citados por KELLER (1968), demonstraram que radicelas 
das plantas apresentam cargas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no 
solo, por uma atmosfera iônica a qual é composta principalmente de íons H+ . Por 
exemplo, o pH das raízes de plantas comuns, tais como cevada, milho, algodão, 
alface, amendoim, beterraba, fumo e tomate varia de 2,00 a 3,85 e a capacidade de 
troca de cátions dessas raízes está em torno de 14meq/100g. 
 
 
FIGURA 2.2. Diagrama que mostra a ação das raízes na hidrólise, KELLER, 
1964. 
 
De acordo com o diagrama na Figura 2.2., a raíz fornece íons H+ ao mineral de 
argila e este H+ entra na hidrólise, atacando um mineral rico em Ca++ , Mg++ , K+ , etc. 
(por exemplo: um feldspato) ou um outro mineral qualquer. 
Gênese de Solos 28 
Carbonatação 
 
A combinação dos íons cabonato, CO3
--
 + HCO3
-
 com um material geológico, 
pode ser chamada carbonatação. Cálcio, magnésio e rochas contendo ferro são 
comumente intemperizadas por carbonatação como ilustrado pela seguinte equação. 
A água dissolve ou combina com o dióxido de carbono para formar o ácido 
carbônico, não necessariamente nas proporções indicadas abaixo: 
 
3H2O + 3CO2  H2CO3 + 3H
+ + CO3
--
 + HCO3
- 
 
Se a água carbonatada reage com a dolomita, posteriormente esta pode ser 
dissolvida como carbonato relativamente solúvel. 
 
CaMg(CO3)2 + 2CO2 + 2H2O  Ca( HCO3)2 + Mg(HCO3)2 
 
 
Hidratação 
 
A adição de moléculas de água na rocha ou mineral é o processo chamado de 
hidratação. A hidratação comumente ocorre durante a hidrólise, oxidação e 
carbonatação. A expansão das substâncias normalmente é acompanhada da 
hidratação. A presença de água em um mineral é indicada na fórmula mineral pelo 
grupo OH, como na caulinita, e por nH2O, como na gipsita. 
A reação mais comum é aquela que envolve óxidos e hidróxidos de ferro 
conforme abaixo. 
 
 
Fe2O3 + H2O 2FeOOH 
 
 (hematita) (goethita) 
 
Os hidróxidos de ferro estão sujeitos à desidratações irreversíveis, quando 
submetidos ao envelhecimento. Essa tendência é particularmente apresentada pelos 
solos das regiões tropicais. 
 
Oxidação 
 
As reações de oxidação envolvem uma transferência de elétrons. O ferro (Fe++) 
é oxidado a ferro (Fe+++) pela perda de um elétron, ou carga negativa. Do mesmo 
modo o Fe+++ é reduzido a Fe++ , pelo ganho de um elétron. Tais reações podem ser 
assim representadas: 
 
 
Gênese de Solos 29oxidação 
 Fe++ Fe+++ + e
- 
 redução 
 
É muito comum a presença da Fe++ nos minerais primários, fazendo parte da 
rede cristalina do mineral. Apresentando, neste caso, apenas duas cargas negativas, 
se oxidado, provoca o desequilíbrio das condições anteriores, pela perda de um 
elétron. Esse desequilíbrio pode levar à desorganização da rede e demolição de toda 
estrutura, da qual o ferro fazia parte (o raio iônico do Fe++ = 0,83 Å e do Fe+++ = 0,67 
Å ). 
Quelação 
 
A quelação, também chamada “complexação” , consiste numa forte retenção de 
um íon, usualmente um metal, no interior da estrutura de um composto químico que é 
o quelado. Os agentes quelantes são responsáveis por uma quantidade considerável 
de material intemperizado e que, em certas condições, pode ultrapassar a própria 
hidrólise. 
Os processos biológicos formam os agentes quelantes, que normalmente são 
excretados por liquens que desenvolvem sobre as rochas. 
2.2.5. Relação da Estrutura Mineral com o Intemperismo e Índice de 
Intemperismo 
É sabido que a susceptibilidade de um mineral ao intemperismo, em igualdade 
de condições físicas, é função de sua estrutura atômica. 
Assim, os minerais do solo podem ser agrupados em ordem de estabilidade ou 
de susceptibilidade à intemperização. Dessa maneira, é proposto um modelo para 
determinar o grau de intemperização de um solo, para prever a reserva natural de 
nutrientes dos solos, para obter informações generalizadas a respeito das 
propriedades do solo (tais como, propriedades físicas e químicas, em função do tipo 
de argilo-minerais), para avaliar os efeitos das diversas condições ambientais na 
formação do solo e prever o efeito e contribuição dos minerais presentes no material 
inicial do solo. Como há uma grande diferença na superfície específica e conseqüente 
reatividade dos minerais, separa-se as partículas minerais do solo em duas classes 
de tamanho: a) areia-silte e b) argila. A seqüência de estabilidade para fração argila, 
será tratada no assunto referente à mesma. 
GOLDICH (1938) ordenou vários minerais em ordem decrescente de suas 
velocidades de intemperização, Figura 2.3. Esse arranjo de estabilidade de Goldich 
indica que os minerais das rochas ígneas formadas por último, são mais estáveis nas 
temperaturas ordinárias do que os minerais formados em estágio precoce de 
cristalização. A seqüência de GOLDICH é a mesma encontrada nas séries de 
reações de BOWEN. 
Gênese de Solos 30 
Na série descontínua (Figura 2.3.), verifica-se um aumento de ligação dos 
tetraedros de silício dos minerais, com um conseqüente, aumento da estabilidade (de 
cima para baixo). Assim, temos o grupo da olivina (Mg,Fe)2SiO4, menos estável, por 
ser formado de tetraedros isolados (nesossilicatos). No quartzo (SiO2) , todos os 
átomos de oxigênios são compartilhados com mais de um silício, formando uma 
ligação tetraédrica complexa (tectossilicatos), sendo portanto o mineral mais estável. 
Verifica-se também uma diminuição no conteúdo de bases facilmente hidrolisáveis do 
topo à base. 
 
FIGURA 2.3. Seqüência de intemperização nos minerais formadores das rochas. 
 
Na série contínua (Figura 2.3.), a diminuição da estabilidade dos minerais se 
deve a um decréscimo no número de tetraedros de alumina, do topo à base. Por isso, 
o ortoclásio (KAlSi3O8) é mais estável que o plagioclásio (CaAl2Si2O8). 
Gênese de Solos 31 
Outros fatores, além do grau de união e o número de tetraedros de alumina, que 
parecem afetar a estabilidade dos minerais são os seguintes: 
1º - A presença de ferro ferroso ou outros cátions que podem se oxidar durante 
o intemperismo, reduz muito a estabilidade estrutural, pois ao oxidar-se, algum cátion 
deve abandonar a estrutura para manter a neutralidade eletrostática do arranjo 
cristalino. Na realidade, a presença de Fe2+ nos minerais é um dos fatores mais 
importantes que contribuem para a sua instabilidade frente ao intemperismo. 
2º - Quanto mais intimamente estão agrupados os oxigênios ao redor do cátion, 
em posições que não sejam as tetraedrais, isto é, quanto menor for o volume 
ocupado pelos íons, mais estável é o mineral. 
O contraste de resistência entre a olivina e a zirconita é um exemplo mais 
surpreendente do efeito de compacto da agrupação. Assim, pois, a olivina, um dos 
minerais menos resistentes, tem uma cela unitária com um volume de 291 Å, ao 
passo que a zirconita, um dos minerais mais resistentes, tem uma cela unitária que 
contém o mesmo número de oxigênio que a olivina, mas ocupa um volume de 
somente 231 Å. 
3º - O fato de que há espaços vazios em certas partes da estrutura está 
intimamente relacionado com o compacto de agrupação. Os espaços vazios, não 
somente reduzem as forças eletrostáticas que mantém a estrutura unida, como, 
também, servem de ponto de entrada e saída ao interior de uma partícula de cristal e, 
portanto, servem para acelerar as reações. 
De acordo com HURT (1971), a alterabilidade dos minerais pode sintetizar-se 
nos seguintes grupos: 
a) ultra-estáveis: rutilo, zirconita, turmalina. 
b) estáveis: leucoxeno, muscovita, clorita, hematita (não estável em condições 
de redução). 
c) semi-estáveis: apatita, monazita, estaurolita, silimanita, cianita, grupo de 
epidoto. 
d) não estáveis: biotita, magnetita, (instável em baixas condições oxidantes), 
ilmenita, hornblenda, augita, olivina. 
BARSHAD (1959), utiliza minerais específicos na avaliação do grau intempérico 
de um solo em relação com sua gênese. 
As seguintes relações podem ser utilizadas na comparação do intemperismo 
relativo de sedimentos (solos) similares em superfície geomorfológicas de diferentes 
idades. 
 
Wp = Minerais não resistentes (instáveis) = piroxênio + anfibólio 
 Minerais resistentes (estáveis ) zirconita + turmalina 
 
 
Gênese de Solos 32 
ou também: 
 
 W1 = feldspato 
 quartzo 
 
A primeira relação se associa com os minerais pesados, ao passo que a 
segunda se refere aos minerais leves. 
A análise química total é o recurso mais utilizado na determinação da 
quantidade de elementos intemperizados de uma rocha. Com a finalidade de cálculo, 
assume-se que o conteúdo de Al2O3 não muda após o intemperismo devido ser ele 
relativamente insolúvel na faixa de pH normal para solos. 
Os resultados químicos são também utilizados para comparação entre os 
diferentes solos, de acordo com o grau de intemperismo. Para isto, os valores 
químicos são recalculados para um único valor, o que torna fácil a comparação entre 
solos. Neste caso, as relações molares fornecem os melhores resultados. As mais 
utilizadas são: 
 
SiO2/Al2O3 sílica : alumina 
SiO2/Fe2O3 sílica : ferro 
SiO2/Al2O3 + Fe2O3 sílica : sesquióxidos 
(K2O + Na2O + CaO + MgO) / Al2O3 
 
Todas estas relações, de uma maneira geral, decrescem após o intemperismo. 
2.3. MINERAIS ARGILOSOS E RELACIONADOS 
Os minerais argilosos provém da alteração de minerais primários, cujos resíduos 
se arranjam estruturalmente para formar um corpo mineralógico cristalino, com 
características coloidais e de tamanho menor que 2, denominado argila. 
O significado mineralógico é referido como: mineral aluminossilicatado, com 
grau variável de hidratação e estrutura microcristalina. 
O significado granulométrico é definido segundo o critério específico utilizado. 
Para as classificações norte americana e internacional, o limite máximose encontra 
no diâmetro de 2; não obstante, algumas classificações geológicas consideram 
diâmetros de 4 como limite máximo. 
O significado petrográfico é definido como rocha plástica em estado úmido, 
integrada por elementos clásticos finos, com diâmetros inferiores a 4 e 2. 
As argilas apresentam importância em solos sob dois pontos de vista: 
 
1 - Importância Edafológica 
Gênese de Solos 33 
a) As argilas, por apresentarem cargas negativas e, em menor proporção 
positivas, podem reter tanto cátions como ânions, dentre os quais se apresentam 
elementos nutrientes tais como: Ca2+ , Mg2+, K+ , NH4
+, PO4
3-
 , SO4
2-, dentre outros. 
b) Devido as suas características de expansão e contração, as argilas influem 
nas características físicas do solo: a porosidade (macro e micro), infiltração, 
permeabilidade, difusibilidade térmica, densidade, etc., se vêem afetadas pelo 
conteúdo argiloso presente. 
c) A fertilidade potencial, em termos gerais, também estará associada à 
interpretação pedológica com base no tipo de argilo-mineral, e nas relações destes 
com o meio de formação. 
2 - Importância Pedológica 
Devido a sua relação com a gênese do solo, e com base na ligação entre o meio 
e a argila formada neste, podem se deduzir aspectos evolutivos, idade e etapa 
intempérica presente no solo. Neste caso, a argila deve ter sido formada no mesmo 
meio, como resposta aos fatores e processos de formação de solos e não ser 
herdada do material de origem. 
2.3.1. Estudo das Famílias mais importantes de Argilas e Minerais Relacionados 
Existem várias classificações de argilas, sendo que cada uma tem resumido os 
critérios dominantes, segundo as diferentes escolas. Entre nós, uma das mais 
comentadas, pode ser vista da Tabela 2.3. 
Nos estudos sobre gênese e evolução de solos, geralmente se encontra, dentro 
da fração argilosa, uma série de minerais e não um específico. É importante, dessa 
maneira, conhecer as características de cada um deles e seu significado genético, 
conhecimento que fundamentará sua interpretação posterior. 
 
Minerais de argila do grupo da Caulinita 
 
A estrutura destes minerais está composta por tetraedros de silício e octaedros 
de alumínio combinados na unidade estrutural, sendo por isso denominada argilo-
mineral do tipo 1:1 (Figuras 2.4 e 2.5). 
 
As argilas deste tipo, são eletricamente neutras, não apresentando substituições 
isomórficas. A CTC é baixa (3-15meq/100g), de tal maneira que qualquer carga que 
se desenvolve deverá originar-se por rompimento nas arestas do cristal, ou por 
dissociação do H+ ligado aos cátions estruturais, (GRIM, 1968). 
 
 
TABELA 2.3. Classificação dos minerais argilosos (GRIM, 1968). 
Gênese de Solos 34 
I - Materiais amorfos 
 Grupo da alofana 
 
II - Materiais cristalinos 
 
 A . Tipo de duas camadas (tetraedro - octaedro) 
 1 - Equidimensionais: Grupo da caulinita (caulinita, nacrita, etc.) 
 2 - Alongada: Grupo da halloysita 
 
 B . Tipo de três camadas (duas tetraédricas e uma octaédrica) 
 1 - Expansivas 
 a) - Equidimensionais 
 Grupo da montmorilonita 
 Vermiculita 
 
 b) - Alongadas 
 Grupo da montmorilonita 
 (nontronita, saponita, hectorita) 
 
 2 - Não expansivas 
 Grupo da ilita (mica hidratada) 
 
 C - Tipo de camadas mistas regulares 
 Grupo da clorita 
 
 D - Tipo de estrutura em cadeia 
 Atapulgita, Sepiolita 
 
 
A caulinita apresenta um espaçamento basal de 7,2 Å; não é expansiva, não 
tem portanto capacidade de absorver água. 
O ambiente propício para sua formação é: 
a) Clima: a precipitação pluviométrica deve ser maior que a evapotranspiração 
(vide intemperismo). 
b) O pH deve ser ácido, com íon hidrogênio em excesso. 
c) O solo deve ser bem drenado, ter lixiviação constante de Ca++, Mg++ , Na+, K+ 
e uma remoção parcial de silício. 
d) A relação silício : alumínio deve ser baixa. 
 
São argilas comuns em solos muito intemperizados, localizados nas regiões 
Gênese de Solos 35 
tropicais e subtropicais. A sua dominância nestes solos confere aos mesmos, ótimas 
características físicas, facilitando sobremaneira seu manejo, porém são pobres 
químicamente (CTC = 3-15meq/100g) com vistas a fertilidade, pois sua reserva em 
nutrientes é praticamente nula. 
A haloysita é um mineral pertencente ao grupo da caulinita, a cuja estrutura se 
assemelha, apresentando fórmula geral Al2Si2O5(OH)4.2H2O. Apresenta-se em forma 
de cristais tubulares, com espaçamento basal 10,2 Å, passando para 7,2 - 7,6 Å pela 
desidratação. 
Estrutura da Pirofilita e do Talco 
 
A estrutura dos minerais 2:1 pode ser considerada como derivada dos minerais 
Pirofilita e Talco, nos quais e através dos processos de substituição isomórfica, vão 
gerando minerais estruturalmente similares, mas que variam em características 
associadas com dita substituição. As estruturas comentadas podem ser observadas 
nas Figuras 2.6 e 2.7. 
 
FIGURA 2.4. Esquema da estrutura da célula unitária da caulinita, Al4(Si4O10) 
(OH)8. 
Gênese de Solos 36 
 
FIGURA 2.5. Diagrama esquemático da estrutura da camada de caulinita. 
Gênese de Solos 37 
 
FIGURA 2.6. Pirofilita, representação esquemática da metade da sua célula 
unitária. 
Gênese de Solos 38 
 
FIGURA 2.7. Talco, representação da metade de sua célula unitária. 
 
Minerais de argila do grupo de Montmorilonita 
(Smectita) Al4(Si4O10) (OH)2 
 
Os minerais do grupo da montmorilonita (smectitas) são similares a pirofilita, 
com a exceção de que neles se realiza o fenômeno de substituição isomórfica. 
As argilas deste grupo são constituídas por duas camadas de tetraedro de silício 
e uma de octaedro de alumínio sendo portanto minerais de relação 2:1 (Figura 2.8 e 
2.9). 
Um número inteiro de camada de água pode penetrar entre as unidades 
estruturais do mineral. Estas unidades estruturais estão fracamente retidas, dessa 
maneira este mineral pode se expandir consideravelmente ou se contrair ao longo do 
eixo C, o que vai depender diretamente do íon presente entre as unidades. 
 
Gênese de Solos 39 
 
FIGURA 2.8. Representação espacial da estrutura montmorilonita. 
Gênese de Solos 40 
 
FIGURA 2.9. Esquema da montmorilonita. 
O espaçamento basal deste mineral é de 14 Å, ao natural, sendo que com os 
tratamentos de aquecimento reduz para 10 Å e glicolação expande para 17 – 18 Å. 
A CTC deste argilo-mineral é elevada, variando de 80-150 meq/100g peso seco, 
resultante de substituições isomórficas e arestas quebradas. 
O ambiente propício de formação está relacionado com: 
a) Clima: a precipitação pluviométrica geralmente menor que a 
evapotranspiração. 
b) Drenagem: solo mal drenado, com retenção de Ca++, Mg++, Na+ e K+ e ainda 
ferro disponível. 
Gênese de Solos 41 
c) pH : um meio básico que proporcione suficiente Mg++ e Fe++, com adição de 
Al+++ e Si++++ é apto para a formação de montmorilonita. 
A drenagem é fundamental para compreender a origem das argilas; sobre uma 
mesma rocha básica (basalto por exemplo), se pode formar caulinita ou 
montmorilonita em função deste fator. 
 
Vermiculita e minerais relacionados 
O argilo-mineral vermiculita apresenta Mg++ e Fe++, nas camadas octaédricas e 
é do tipo trioctaedral, podendo portanto ser originária do talco, sendo assim do tipo 
2:1 (Figura 2.10). A diferença fundamental entre a vermiculita e talco é a substituição 
isomórfica do Si++++ pelo Al+++. O déficit de cargasprovocada pela substituição 
isomórfica é compensado pela presença de íons de Mg++ entre as unidades 
cristalográficas. 
 
FIGURA 2.10 . Estrutura e composição química de Vermiculita. 
 
Gênese de Solos 42 
Outra diferença da vermiculita com relação ao talco é a presença de água 
interlamelar, que pode ser de dois tipos: 
1) Água ligada aos cátions trocáveis. 
2) “Água livre”- que não circunda os cátions trocáveis sendo eliminada a uma 
temperatura de 110C. 
A estrutura da vermiculita se relaciona com a da biotita, não obstante, na biotita 
o potássio reter as lâminas mais fortemente que na vermiculita, razão pela qual a 
água ou os cátions não podem penetrar no espaço interlamelar. 
O déficit de carga produzido pela substituição isomórfica, origina uma CTC de 
valores maiores que 115 meq/100g (até 150meq), ao passo que valores menores 
indicam presença de esmectita pertencente ao grupo da montmorilonita. 
 
Minerais cloríticos 
A estrutura fundamental destes minerais se resume em camadas alternadas de 
mica e brucita. 
A camada micácea é fundamentalmente trioctaedral e apresenta uma 
composição geral de: (Mg,Fe)3(Si,Al)4
 O10 (OH)2; por sua vez, a camada brucítica 
apresenta (Mg,Al)3 (OH)6. 
Estes minerais, por conseguinte, tendem a uma seqüência laminar 2:1:1 ou 2:2. 
A camada micácea está desbalanceada devido à substituição de Si+4 por Al+3 . 
Esta deficiência de carga é compensada pela substituição de Mg+2 por Al+3 na 
camada brucítica. 
As cloritas existem em forma primária, associadas com algumas rochas 
metamórficas ou em forma secundária, mediante a troca da camada brucítica por sua 
correspondente aluminosa (Fe e/ou Al) (Figura 2.11.). 
A CTC destes minerais se apresenta entre 10 e 40 meq/100g. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Gênese de Solos 43 
 
FIGURA 2.11. Representação espacial da clorita. 
Minerais de argila com estrutura em cadeia 
 
Fundamentalmente se encontram dois grupos de minerais com estrutura em 
cadeia correspondente às argilas. 
 grupo da paligorskita, atapulgita 
 grupo da sepiolita 
Sabe-se que as características gerais destes minerais, que se apresentam em 
forma de fibra, não são bem conhecidas, havendo ainda confusão nas suas 
propriedades, apesar de ter sido encontrada em solos. 
 
Materiais alofânicos 
 
A fração argila de muitos solos contém altas quantidades de materiais amorfos, 
com composições variáveis, principalmente sua relação Al2O3 / SiO2 + Al2O3; em 
solos derivados de cinzas vulcânicas estes materiais recebem o nome de “Alofana”. 
Os materiais alofânicos apresentam seus constituintes (alumina, sílica, água) 
combinados ao acaso. 
 
Um esquema de ligações químicas para o material amorfo (Figura 2.12.) é 
Gênese de Solos 44 
apresentado por AOMINE e YOSHINAGA. 
 
FIGURA 2.12. Esquema das ligações químicas da alofana. 
As cargas negativas originadas da dissociação dos grupos Al(OH)3 e SiOH 
conforme reação abaixo, dão origem a uma CTC que varia de 20-50 meq/100g. 
 
1) Dissociação dos íons H+ do grupo SiO(OH)2: 
 
 SiOH + H2O  SiO
-
 + H3O
+ 
 
2 ) Dissociação do grupo Al(OH)3: 
 
 Al(OH)3 + H2O  AlO
-
 + H3O
+ + H
-
 
 
Os materiais alofânicos tem alto poder de fixação dos fosfatos. 
 
Na Tabela 2.4. pode-se observar uma classificação simplificada dos 
filossilicatos. 
 
 
Hidróxidos e Óxidos de Ferro, Alumínio e Titânio em Solos 
 
Gênese de Solos 45 
Verifica-se que o Si normalmente é removido do sistema mais rapidamente do 
que o Al, Fe, e Ti (Figura 2.1.). Assim, devido à grande intensidade de decomposição 
química de rochas e sedimentos das regiões tropicais, ocorre uma concentração de 
Al, Fe e Ti, que apresentam uma menor solubilidade. Estes elementos se concentram 
nos solos em forma de hidróxidos e óxidos e são chamados de livres por 
apresentarem um único número de coordenação, sendo que os argilo-minerais são 
chamados combinados, pois são aluminossilicatos hidratados, com dois números 
de coordenação. 
Os principais óxidos e hidróxidos encontrados nos solos são: 
a) Óxidos de alumínio 
Gibbsita 
O óxido de alumínio mais abundante nos solos é a gibbsita - Al(OH)3 ou 
Al2O3.3H2O, sendo sua ocorrência verificada principalmente em regiões tropicais. A 
gibbsita é formada exclusivamente de átomos de alumínio em coordenação 6, 
ocupando o centro de um octaedro, envolvido por oxidrilas, formando uma folha 
dioctaedral. 
Boemita (AlOOH) 
A boemita é característica de solos muito intemperizados e normalmente está 
associada com a gibbsita. Os depósitos ricos em boemita recebem o nome de 
bauxito. 
Gênese de Solos 46 
TABELA 2.4. Classificação simplificada dos filossilicatos. 
ARGILAS LAMINARES 
Modelo te-oc-te (2:1) 
1) 
Espaçamento basal (mínimo) 10 Å 
-Dioctaedral (Al
3+
) 
 + Substituição na camada tetraédrica 
Espaçamento basal constante 
 
Espaçamento basal variável 
 
 + Sem substituição na camada tetraédrica 
Espaçamento basal constante 
 
 + Sem substituição na camada octaédrica 
Espaçamento basal variável 
 
 + Substituição na camada octaédrica 
-Trioctaedral (Mg
2+
) 
 + sem substituição 
 + substituição na camada tetraédrica 
Espaçamento basal constante 
Espaçamento basal variável 
 
 
 
 
Muscovita 
Ilitas 
Vermiculita (parte) 
 
 
Pirofilita 
 
 
Montmorilonita 
 
 
 
Talco 
 
Biotita 
Vermiculita (parte) 
 
Modelo Te-oc (1:1) 
 
Espaçamento basal 7 Å 
Dioctaedral (AI
3+
) 
 + sem substituição 
Espaçamento basal constante 
Espaçamento basal variável (intercalação de H2O) 
 
Trioctaedral (Mg
2+
) 
 + sem substituição 
 
Modelo te-oc-te-oc (2:1:1) 
 
Espaçamento basal 14 Å 
- trioctaedral 
 
 
 
 
 
Caulinita 
Haloisita 
 
 
Antigorita (serpentina) 
 
 
 
 
Clorita 
 
 ARGILAS FIBROSAS 
Espaçamento basal 10 Å 
Espaçamento basal 12 Å 
(Associação de uma fibra SiO2 e uma fibra Mg (OH)2 
Atapulgita (palygorskita) 
 
Sepiolita 
b) Óxido de ferro 
As formas mais comuns que ocorrem em solos são: a hematita (Fe2O3), que dá 
a cor vermelha aos mesmos, e a goethita (FeOOH), que dá cor amarela ou pardo 
Gênese de Solos 47 
avermelhado escuro. Os óxidos de ferro dos solos são usualmente produtos do 
intemperismo de minerais ricos em ferro. A hematita pode também ser herdada do 
material parental: rochas sedimentares, metamórficas e certas rochas ígneas. 
Magnetita (Fe3O4): é magnética, herdada da rocha de origem. Geralmente 
ocorre na fração areia, tem cor escura e de grande ocorrência nos solos originados 
de rochas eruptivas básicas (LR e TE). 
c) Óxido de Titânio 
As formas mais encontradas nos solos são o rutilo (TiO2) e o anatásio (TiO2). A 
diferença é que o rutilo pode ter sido herdado da rocha, já o anatásio pode ser 
pedogenético, isto é, formado durante o intemperismo. 
Em solos muito intemperizados e desenvolvidos de rochas básicas é 
freqüentemente encontrada a ilmenita (TiFeO3). 
2.3.2. Propriedades das Argilas 
As propriedades das argilas são muitas e muito variadas; entre as principais se 
encontram as associadas com reações de adsorção, troca iônica, propriedades 
eletrocinéticas e eletroquímicas. Estas propriedades se fundamentam nas 
características coloidais, de superfície e de carga elétrica que apresentam estes 
minerais. Os pontos principais em relação a este aspecto, são os seguintes: 
Origem das cargas 
As cargas presentes nas argilasse originam nas arestas e/ou por fenômenos de 
substituição isomórfica. 
 Origem das cargas negativas 
A carga negativa útil para a troca de cátions pode se originar da: 
a) Substituição isomórfica do Al3+ pelo Mg2+ ou Fe2+ nas camadas octaédricas 
dos minerais de argila. 
b) Substituição isomórfica do Si4+ pelo Al3+ nas camadas tetraédricas dos 
minerais de argila. 
c) Quebra (beirada) das lâminas dos octaedros e tetraedros que não se 
prolongam indefinidamente, podendo haver um desequilíbrio de cargas não 
satisfeitas, conferindo carga negativa às micelas. 
d) Dissociação de hidroxilas (ou oxidrilas) presentes nos vértices do octaedro, 
as quais podem originar cargas negativas, conforme o esquema seguinte: 
 
 
 Enlace covalente 
 em meio básico _ 
 
 Si - OH Si - O + H2O 
Gênese de Solos 48 
 (presença de OH
-) 
 
 
A substituição isomórfica é um fenômeno mais importante para os argilo-
minerais 2:1, ao passo que a quebra de arestas e dissociação de hidroxilas (ítens c e 
d) são mais importantes para os argilo-minerais 1:1. 
Na matéria orgânica, a carga negativa é originada pela dissociação dos radicais 
COOH e OH. Os principais grupos são: 
1) Carboxílicos, que contribuem em geral com 55% das cargas negativas da 
matéria orgânica. 
 
 R - COOH R - COO
-
 + H+ 
 
 
2) Fenólicos, contribuem com aproximadamente 35% das cargas da matéria 
orgânica. 
 
 
 
 
 
 
 
Gênese de Solos 49 
3) Imidas, que contribuem com aproximadamente 10% das cargas da matéria 
orgânica. 
 
 
 
A capacidade de troca de cátions (CTC) nos minerais de argila origina-se 
principalmente, como foi visto, de substituições isomórficas. A da matéria orgânica, 
por outro lado, depende essencialmente do pH. Assim, à medida que o pH aumenta, 
o hidrogênio destes grupos se dissocia e se combina com a hidroxila do meio, 
formando água. O hidrogênio liberado pode ser substituído por outros cátions, 
aumentando assim a CTC da matéria orgânica. Os hidrogênios dos grupos 
carboxílicos e fenólicos não são trocáveis, mas neutralizados, necessitando, para 
isso, a presença de uma base que é conseguida elevando-se o pH do meio. 
A maior parte dos solos apresenta balanço de carga negativo, por isso são 
chamados de eletronegativos, em que os cátions (Ca2+ , Mg2+ , Na+ , H+ , Al3+ e 
outros) são trocados entre as fases sólida e líquida e mesmo entre as fases sólidas. 
No entanto, existem alguns solos (principalmente em alguns latossolos), em que o 
balanço de cargas é positivo. São por isso denominados de eletropositivos, em que 
os ânions SO4
2- , Cl
-
 , NO3
-
 , H2PO4
-
 , HNO3
-
 ) são trocados entre as fases sólida e 
líquida e mesmo entre as fases sólidas do solo. 
A CTC da matéria orgânica é bastante alta, variando de 150 a 300 meq/100g. 
A capacidade de troca de cátions da matéria orgânica aumenta muito com a 
elevação do pH. Um exemplo é dado por Ruellan e Delétang ao estudar um solo com 
3,3% de matéria orgânica e 13,3% de argila. Concluíram que a matéria orgânica a pH 
2,5 contribuía com 19% da CTC, ao passo que a pH 8, representava 45%. Tabela 2.5. 
Gênese de Solos 50 
TABELA 2.5. pH e sua influência na capacidade de troca de cátions. 
 CTC - meq/100g 
PH matéria orgânica fração argila 
2,5 
3,5 
5,0 
6,0 
7,0 
8,0 
36 
73 
127 
131 
136 
313 
38 
46 
54 
56 
60 
64 
 
A matéria orgânica no solo normalmente forma complexos com outros 
elementos, tais como o alumínio e o ferro. A precipitação desse alumínio, motivada 
pelo aumento de pH, gera também cargas negativas como no exemplo abaixo: 
 
Em todos exemplos vistos, o aparecimento de cargas negativas por dissociação 
do radical OH ou por precipitação de alumínio, gera cargas dependentes de pH. 
 
 Origem das cargas positivas 
A carga positiva normalmente encontra-se em todos os solos, mas dificilmente o 
seu número ultrapassa ao da carga negativa. Quando isto acontece elas podem ser 
provenientes da: 
1) Dissociação dos íons OH
-
 dos óxidos e hidróxidos de Fe, Al e Mn, sendo que 
esta dissociação aumenta a acidificação do solo: 
 ROH + H +  R + + H2O 
2) Dissociação das hidroxilas expostas nas arestas ou superfícies quebradas 
das argilas. 
3) Exposição dos grupos tetraédricos e octaédricos dos argilo-minerais, que pela 
adsorção de cátions da solução do solo, adquirem carga positiva, possibilitando a 
fixação de ânions pelas valências que permanecem livres. 
Carga permanente e dependente do pH 
Gênese de Solos 51 
A carga permanente geralmente é fixa, portanto não depende do pH do solo, 
sendo originada das substituições isomórficas nos minerais de argila. 
Quando o pH é superior a 6, a CTC aumenta, e a diferença é chamada de carga 
variável: esta diferença é provocada, sobretudo na matéria orgânica, em razão da 
dissolução dos íons hidroxilas R - OH. 
É, portanto, impossível comparar os valores de CTC medidos a pH diferentes: 
assim a medida da capacidade de troca terá, forçosamente, um caráter convencional. 
Uma convenção faz com que a capacidade de troca seja medida a pH 7 
(quando não for o caso, o método deve ser indicado claramente). 
As características das cargas dos minerais de solo podem ser vistas na Tabela 
2.6. A capacidade de troca total (CTC) se refere aos valores determinados pela 
extração com BaCl2 - Trietonolamina, tamponada a um pH 8,2. A capacidade de troca 
catiônica permanente é a soma dos cátions extraídos por uma solução de sal não 
tamponada, como o KCl, no pH atual do solo. É chamada de CTC efetiva do solo. 
Esta CTC não é a que reflete totalmente a carga permanente do solo, mas 
talvez seja a mais realista de todas, porque ela é medida no solo com as condições 
de pH de campo. 
A diferença entre CTC estimada a pH 8,2 e a CTC efetiva é considerada cargas 
variáveis dependente do pH. 
A Tabela 2.6 evidencia que a maior parte dos minerais de argila 2:1 possui CTC 
permanente. Os argilo-minerais 1:1 possuem ambas as cargas: as permanentes 
devido à substituição isomórfica e as cargas variáveis devido aos efeitos das arestas 
e estruturas quebradas. Já os hidróxidos de Fe a Al, a alofana e a turfa possuem 
predominância de cargas variáveis. 
TABELA 2.6. Características de cargas de alguns minerais de fração argila 
(meq/100g argila) de solos de Kenya. 
 Capacidade 
de 
troca de cátions Capacidade de troca de ânions 
Material Permanente Variável Total 
Montmorilonita 
Vermiculita 
Ilita 
Haloisita 
Caulinita 
Gibbsita 
Goethita 
Alofana 
Turfa 
112 
85 
11 
6 
1 
0 
0 
10 
38 
6 
0 
8 
12 
3 
5 
4 
41 
98 
118 
85 
19 
18 
4 
5 
4 
51 
136 
1 
0 
3 
15 
2 
5 
4 
17 
6 
 
Verifica-se que nos solos com predominância de minerais de argila 2:1, o 
aumento da capacidade de troca de cátions (CTC) é pequeno quando se eleva o pH 
Gênese de Solos 52 
de valores encontrados no solo, para pH 7,0, sendo que na montmorilonita e 
vermiculita, a substituição isomórfica é responsável por 80% do total da CTC. Por 
outro lado, o aumento é significativo nos solos onde predominam os mineraisde 
argila 1:1 e os óxidos de Fe e Al. A Figura 2.13, ilustra a CTC dependente e 
independente de pH para a montmorilonita. 
Observa-se que as cargas dependentes do pH não são observadas em pH 
ácido, pois são neutralizadas por ligações covalentes com H+. 
 
FIGURA 2.13. Ilustração da CTC dependente e independente de pH para a 
montmorilonita. 
 
Capacidade de troca de cátions 
A capacidade de troca de cátions é a propriedade que tem o solo, e, mais 
especialmente, os colóides, de trocar cátions de uma maneira reversível. 
Existem, naturalmente, uma capacidade de troca particular da argila e uma outra 
particular do húmus. Praticamente, mede-se a capacidade de troca sobre o solo 
inteiro, peneirado a 2mm; portanto, ao mesmo tempo sobre a argila e o húmus 
quando este existe. 
A capacidade de troca de cátions (CTC) corresponde à quantidade máxima de 
cátions que o solo é capaz de adsorver. 
É internacionalmente designada pela letra T. 
É expressa em meq para 100g de Terra fina, peneirada a 2mm. A Tabela 2.7. 
Gênese de Solos 53 
apresenta os valores da CTC para diversos materiais do solo. 
Deve-se lembrar que o equivalente-grama corresponde ao peso do átomo-
grama, dividido pela valência. Por exemplo: 
 
1 equivalente g = 1g de H = 1.000 meq logo: 1meq = 1mg de H 
1 equivalente g = 39g de K = 1.000 meq logo: 1meq = 39mg de K 
1 equivalente g = 40/2 = 20g de Ca =1.000 meq logo: 1meq = 20mg de Ca 
 
TABELA 2.7. Capacidade de troca de cátions de diversos materiais do solo. 
Material CTC aproximada 
(meq/100g peso seco) 
Matéria orgânica 
Caulinita 
Haloisita 
Haloisita hidratada 
llita (mica) 
Clorita 
Montmorilonita 
Vermiculita 
Alofana 
Óxido de Fe e Al 
Feldspato 
Basalto 
Zeólita 
150 - 500 
3 - 15 
5 - 10 
40 - 50 
10 - 40 
10 - 40 
80 - 150 
100 - 150 
25 - 70 
4 
1 - 2 
1 - 3 
230 - 620 
 
Soma das bases trocáveis ou S ou SBT 
É a soma de cátions, além de H+ e Al+++ , efetivamente fixados sobre o solo 
num dado momento. É expressa em miliequivalente (meq) para 100g de terra fina 
peneirada a 2mm. 
Os cátions Ca2+, Mg2+, Na+ , K+, de uma maneira geral, são os principais 
elementos básicos encontrados na solução dos solos. 
Observa-se que os solos que apresentam soma de bases baixa, normalmente 
são ácidos, isto porque, a maioria das cargas negativas são preenchidas com H+ ou 
Al3+ que controlam o equilíbrio. 
Estes solos são geralmente profundos, altamente intemperizados e encontrados 
em regiões tropicais e subtropicais. As bases foram perdidas por lixiviação pelas 
águas de drenagem. 
 
Grau de saturação em bases ou V 
É representado por V (%) e corresponde à medida em percentual de S em 
relação a T ou, é a porcentagem das cargas negativas ou da capacidade de troca de 
Gênese de Solos 54 
cátions de um solo ocupada pelas bases trocáveis Ca2+, Mg2+ , Na+ , K+. O Valor V 
pode ser calculado de acordo com a seguinte fórmula: 
 
V = 100 S . 
 T 
 
 pH e o ponto de carga zero. 
 
O balanço de cargas de um solo pode ser facilmente medido, determinando-se o 
pH em água e em KClN. 
A diferença entre o pH em KCl e em água resulta o  pH. Se este for positivo, o 
balanço de cargas será positivo, assim teremos a capacidade de troca de ânions 
(CTA). Caso o  pH for negativo, o balanço de cargas será negativo, então teremos a 
capacidade de troca de cátions (CTC). Assim o sinal do  pH corresponde ao sinal do 
balanço de carga dos colóides. 
No sistema silicatatado o  pH é sempre negativo, conforme reação ilustrada 
abaixo: 
 
 
 – H+ + H2O – H
+ + H2O 
 
 
mineral de argila 
 
 
 – H+ + KCl – K+ + Cl + H+ 
 
 
Assim, o pH em água é mais elevado do que o pH em KCl. No sistema óxido, o 
pH pode ser positivo ou negativo, dependendo do pH atual do solo. Se o sistema 
óxido tem balanço positivo de carga, ocorre a seguinte reação quando o pH é medido: 
 
 
 
 + OH
-
 + H2O + OH
-
 + H2O 
 
óxidos (Fe, Al) 
 
 
Gênese de Solos 55 
 + OH
-
 + KCl + Cl
-
 + K+ + OH
-
 
 
 
Quando um solo possui  pH negativo (pHH2O – pHKCl), isto não significa uma 
total ausência de cargas positivas na superfície dos colóides. Um número pequeno de 
cargas positivas ocorre nestas condições, talvez em áreas isoladas das cargas 
negativas. O sistema silicatado recoberto pelos óxidos, representa provavelmente os 
solos vermelhos tropicais que possuem predominância de caulinita, haloisita ou 
minerais interestratificados. 
As camadas de silicato são recobertas por fina camada de óxidos de ferro e 
alumínio. Sua capacidade de troca de cátions é mais baixa do que o sistema 
silicatado, porque algumas cargas negativas que aparecem devido a substituição 
isomórfica são balanceadas com as cargas positivas dos óxidos. 
Este recobrimento de óxidos não permite a expansão e contração de certos 
minerais 2:1, alterando, portanto as propriedades físicas de certos solos. A Figura 
2.14. mostra a camada de silicatos recoberta pelos óxidos. 
 
FIGURA 2.14. Camada de silicatos recoberta pelos óxidos. 
 
Observa-se que o componente da camada de silicato apresenta um balanço 
negativo de cargas, e o recobrimento de óxido apresenta um balanço positivo de 
cargas, a pH ácido. A um pH abaixo de 4, o sistema pode ter um balanço positivo, 
sendo que atinge ponto de carga zero a um pH 4, e conseqüentemente, a um pH 
acima de 4 o balanço é negativo. 
Gênese de Solos 56 
Capacidade de troca de cátion e seu manejo 
Uma capacidade de troca de cátion efetiva de no mínimo 4 meq/100g é 
necessário para reter a maioria dos cátions contra a lixiviação. Valores altos de CTC 
são ainda melhores, especialmente se os cátions trocáveis são básicos. Devido ao 
elevado grau de intemperismo dos minerais, ou a uma textura grosseira, muitos solos 
tropicais comumente apresentam uma CTC efetiva menor que 4. Nestes solos, 
aumentar a CTC é o objetivo desejado, e este objetivo é atingido através de duas 
maneiras: aumentar o teor de matéria orgânica e fazer a calagem nos solos ácidos de 
sistema óxido ou de silicato recoberto por óxido. 
A capacidade de troca de cátions de solos muito ácidos, que possuem um 
sistema óxido ou de recobrimento com óxido, pode ser aumentada através de 
calagem devido a predominância de cargas dependentes de pH. A calagem a um pH 
5,5 ou 6,0 parece ser o nível mais indicado. 
Em muitos solos que possuem um sistema óxido ou recobrimento com óxido, a 
matéria orgânica contribui com a quase totalidade da CTC. Em alguns latossolos, a 
manutenção da matéria orgânica é praticamente sinônimo da manutenção da CTC. 
2.3.3. Seqüência de Intemperização em Minerais de Tamanho da ArgilaA intemperização dos minerais na fração argilosa dos solos, oferece um aspecto 
algo diferente da intemperização dos minerais das rochas. Os minerais secundários 
(produtos secundários da intemperização dos minerais primários formadores de 
rochas), predominam nas argilas. 
No ítem 2.2.3. deste módulo discutiu-se sobre a seqüência de estabilidade para 
os minerais constituintes das frações silte e areia, cujos minerais são denominados 
de primários, pois provém diretamente das rochas, devido principalmente ao processo 
de desintegração. Dessa maneira, diz-se que o mineral foi herdado da rocha. Estes 
minerais continuaram sofrendo intemperismo físico ou químico. A decomposição 
química normalmente libera elementos solúveis, formando novos minerais (mineral 
secundário). 
Com a evolução dos estudos mineralógicos, principalmente da fração coloidal 
dos solos, os pesquisadores observaram que a fração argila não se intemperizava de 
acordo com os conceitos já provados, isto é, de acordo com a série de estabilidade 
de Goldich. 
Baseado nestas considerações foi que em 1948, Jackson et al, introduziram na 
ciência do solo, as bases de uma seqüência de intemperização para os minerais de 
tamanho da argila, que pode ser visto na Tabela 2.8. 
TABELA 2.8. Seqüência de Intemperização dos minerais de tamanho da argila. 
Estágio de 
Intemperismo 
Minerais Representativos 
1 Sais solúveis, gesso,cloreto de sódio 
Gênese de Solos 57 
2 
3 
4 
5 
6 
7 
8 
9 
10 
11 
12 
13 
Calcita, dolomita, apatita e aragonita 
Olivinas, piroxênios, anfibólios, (diopsídio, enstatita, hornblenda, etc). 
Biotita, glauconita, clorita ferruginosa, serpentina, antigorita 
Anortita, albita, ortoclásio, microclina 
Quartzo, cristobalita 
llita, muscovita, sericita 
Vermiculita 
Montmorilonita, clorita-aluminosa 
Haloisita, caulinita 
Gibbsita, bohemita, alofana, óxidos de alumínio 
Hematita, goetita, limonita, óxidos de ferro 
Anatásio, zirconita, rutilo, ilmenita, óxidos de titânio. 
 
Ao observar a Tabela 2.8, pode deduzir-se que a estabilidade relativa, é a 
seguinte: óxidos e/ou hidróxidos de Ti, Fe e Al  silicatos laminares aluminosos  
quartzo  feldspatos alcalinos  silicatos laminares ferruginosos  anfibólios 
e piroxênios  carbonato  sais solúveis. 
 
A aplicação da seqüência de Jackson el al, possibilita determinar: 
 
1) O que ocorre na rocha durante a sua decomposição e posterior formação do 
solo; 
2) As transformações que ocorrem no próprio solo; 
3) O curso de intemperização de um solo ou de um sedimento e interpretar a 
ordem de sucessão dos minerais durante o processo de intemperização. 
 
Dessa maneira, observa-se que os solos cujos minerais predominantes estão 
entre os estágios de 1 a 5 são considerados pouco intemperizados; dos estágios 6 
a 9 são considerados moderadamente intemperizados e, dos estágios 10 a 13 são 
considerados altamente intemperizados. 
Os minerais de fração argila mais freqüentes em nossos solos aparecem nos 
últimos quatro estágios: a caulinita (estágio 10), vindo logo abaixo a montmorilonita 
(estágio 9), o que explica a ocasional presença deste mineral ao lado dos minerais 
dos últimos estágios; a gibbsita, produto da dessilicatização da caulinita, a alofana, 
aparece no estágio 11; hematita estágio 12 e anatásio (óxido de titânio) estágio 13, 
são os componentes dos dois últimos estágios, sendo que o anatásio deve ser mais 
estável que a hematita, pois não é afetado em condições redutoras. 
 
O estado de evolução dos solos pode ser comparado, utilizando-se dos índices 
de intemperismo, levando-se em consideração os estágios da seqüência de 
estabilidade dos minerais menores que 2 (Jackson el al), obtendo uma 
intemperização média, que pode ser calculada como segue: 
 
 IM = intemperismo médio 
Gênese de Solos 58 
 
 IM =  (p.s) onde: p = Estágio de intemperização do mineral 
 (s) s = porcentagem do mineral 
 
Exemplo: 
Utilizando-se os valores obtidos por SOUZA (1971), para um Latossolo 
Vermelho Escuro (LE) e um Latossolo Vermelho Amarelo (LV), Tabela 2.9., calcular o 
intemperismo médio (M) utilizando-se do subhorizonte Bw. Pergunta-se: Qual solo é 
mais intemperizado, baseando-se na mineralogia da argila? 
TABELA 2.9. Composição mineralógica dos perfis Latossolo Vermelho escuro 
(LE) e um Latossolo Vermelho amarelo (LV), da região de 
Iracemápolis (SP), SOUZA, et al, 1971. 
Horizontes Caulinita Gibbsita Material 
amorfo 
Mica Vermiculita Montmorilonita Total 
 Latossolo Vermelho Escuro (LE) 
Ap 
Bw 
IICI 
 
 
Ap 
Bw 
B31 
 
63 
65 
50 
 
 
67 
73 
68 
- 
- 
- 
 
Latossolo 
5 
8 
8 
18 
17 
15 
 
Vermelho 
17 
12 
13 
3 
3 
7 
 
Amarelo 
0 
0 
3 
6 
7 
20 
 
(LV) 
7 
2 
3 
- 
- 
- 
 
 
0 
0 
0 
90 
92 
92 
 
 
91 
95 
97 
 
Cálculo para o LE: 
 
IM = 65 x 10 + 17 x 11 + 3 x 7 + 7 x 8 = 914 = 9,93 
 92 92 
 
Cálculo para LV: 
 
IM = 73 x 10 + 8 x 11 + 12 x 11 + 2 x 8 = 966 = 10,17 
 95 95 
 
 
O solo mais intemperizado é o Latossolo Vermelho Amarelo (LV), pois 
apresenta um maior índice de intemperismo. 
 
Observação: a unidade utilizada para expressar o fenômeno das cargas dos 
colóides e, conseqüentemente do solo, era meq/100g ou meq/100 cm3. 
Atualmente, são utilizadas unidades do sistema internacional , em mol de cargas 
por Kg. A CTC é hoje expressa em cmol(-)/Kg, podendo também ser expressa em 
Gênese de Solos 59 
mmolc/dm
3. Neste último caso, torna-se necessária a utilização de um fator de 
correção (multiplicar por 10), para conversão da representação antiga para a atual. 
 
 
Gênese de Solos 60