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GEOLOGIA E MINERALOGIA
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile
Elaborada por: Prof. Dr. José Marques Junior
196
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
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
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
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), temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente
R
A
T
O
E
ORGANISMOS
NUTRIENTES
SOLO
CLIMA(a)					(b)
NUTRIENTE
S
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. 
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 (fermentação de material orgânico e cobertura 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.
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.
Organismos
Solo
Clima
Influência dos aspectos sócioeconómicos
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. 
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 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). 
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 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.
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.
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. 
- 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.
- 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 valoresespeciais 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 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). 
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).
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 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 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 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de coordenação.
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).
Tabela 3. Número de coordenação dos prinicpais cátions em relação ao O2- (RO2- = 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 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 dosíons 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. 
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. 
 
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. 
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 
	NiAs
	
	
	SULFOSSAIS
	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
	
	
	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 
	
	
	(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 
	
	
	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
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 (*).
 
-4 
O
-2
Si
+4
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? 
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
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 líquida é 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-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 Fe3+ 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 Fe3+ 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 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, dariamorigem 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.
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. 
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.
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 definido pelo 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).
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). 
 
6- 
 
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 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).
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
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
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.
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.
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.
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, Fe3+)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 anéis triangulares, 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 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
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 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). 
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
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: 
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.
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: 
7.2
 Å
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).
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
- 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
I.i.4) Vermiculita 
Apresenta estrutura 2:1, tendo as camadas separadas por lâminas bimoleculares de água (Figura 40). A folhaoctaédrica 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. 
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.
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 a de baixa temperatura e β de alta temperatura. 
O quartzo é um dos minerais mais abundantes da crosta terrestre, sendo constituinte principal de muitas rochas magmáticas, metamórficas e sedimentares. Sua importância agrícola não se deve a sua qualidade como fornecedor de nutriente ás plantas e sim como constituinte dos solos. A estrutura espacial do quartzo pode ser vista na Figura 43.
Figura 43 - Estrutura espacial do quartzo 13 (SiO2).
O quartzo é muito resistente ao intemperismo ou alterações nas condições normais dos solos. Devido a isso é encontrado principalmente nas frações mais grosseiras dos solos (cascalho, areia e silte). Seus cristais individualmente são prismáticos, sua dureza é elevada e sua densidade é de 2,65.
I.i.) Feldspatos 
Os feldspatos são tectossilicatos que aparecem devido à substituição isomórfica do Si pelo Al nos retículos dos tetraedros. Sendo assim, eles são, por definição, aluminossilicatos que apresentam metais alcalinos ou alcalino terrosos como Na, K e Ca, que aparecem para manter a neutralidade elétrica do sistema após a substituição isomórfica. Nos feldspatos potássicos e sódicos, aproximadamente 25 % do silício é substituído pelo alumínio; nos feldspatos cálcicos, a substituição chega a 50% (Figura 44). 
Figura 44. Esquema da estrutura de um feldspato
Quimicamente os feldspatos se dividem em três grupos: "feldspatos potássios, feldspatos calcossódicos (plagioclásios) e feldspatos báricos que são de ocorrência restrita nos solos (Tabela 9). 
Tabela 9 - Classificação química dos feldspatos
	
	POTÁSSICOS
	Ortoclásio 
	
	
	
	Microclina 
	KAISi3O8 
	FELDSPATOS
	CALCOSSÓDICOS
(PLAGIOCLÁSIOS)
	Albita 
	NaAISi3O8
	
	
	Oligoclásio
	
	
	
	Andesina 
	
	
	
	Labradorita
	
	
	
	Bytownita 
	
	
	
	Anortita
	CaAI2Si2O8 
	
	BÁRICOS
	Celsiana 
	BaAI2Si2O8 
	
	
	Hialofana
	(K, Na, Ba)AI2Si2O8
Os feldspatos potássicos e os plagioclásios são muito comuns em rochas magmáticas, sendo também freqüente em rochas sedimentares e metamórficas. 
São fonte primária de K e Ca para plantas e organismos do solo, devendo-se sempre considerar a sua presença ao avaliar a fertilidade natural dos solos. 
I.i.i.) Feldspatóides 
Os feldspatóides possuem teor de silício mais baixo que o dos feldspatos 30 a 40 % conseqüentemente a substituição de Si por AI é maior. Forma-se em ambientes pobres em silício e ricos em íons alcalinos. 
A nefelina é mais comum nesse grupo, caracterizada pela composição (Na, K)AISiO4. Está associada normalmente às rochas alcalinas, sendo comum em fonolitos, sienitos e alguns basaltos. A leucita (KAISi2O6) é um feldspatóide rico em potássio. A sodalita (Na4(AISiO4)3CI) é rica em sódio e cloro. Geralmente, este grupo é pouco estável e muito sujeito à alteração por intemperismo.
I.v.) Zeólitas 
De ocorrência restrita nos solos, as zeólitas formam-se na fase hidrotermal de resfriamento magmático, sendo comumente encontrada preenchendo fendas, cavidades ou fissuras de rochas magmáticas básicas. Possuem grande capacidade de adsorção de água e capacidade de troca catiônica (CTC). São tectossilicatos de estrutura aberta e sua origem é, normalmente, secundária. 
Ex. Natrolita - Na2AI2Si3O10 . 2H2O (Comum em cavidades de rochas basálticas). 
Analcima - AISi2O6Na . H2O (comum em rochas ígneas intermediárias a básicas).
CAPÍTULO 5 - INTEMPERISMO
5.1. Considerações Gerais 
Intemperismo é o processo geológico mais importante e próximo da vida do homem. Todos os dias o homem necessita comer para viver, se o alimento que ele ingere se cria ou no solo agrícola, ou nas águas de superfície da terra, ambos dos quais, obtém seu conteúdo de nutrientes inorgânicos por meio do processo de intemperismo. Por isto, a vida do homem e sua energia biológica são possíveis, somente por causa do intemperismo das rochas e minerais. 
Mas a energia biológica que o homem obtém do alimento criado sobre os produtos do intemperismo é excessivamente pequena quando comparada a outras energias, que ele também usa, e que devem sua origem ao intemperismo como um estágio intermediário. Assim é o caso da produção de carvão, petróleo, gás natural, minerais radioativos, etc. 
Neste capítulo abordaremos um dos aspectos mais importantes relacionados a mineralogia e formação dos solos. 
Por intemperismo entende-se, segundo BESOAIN (1985), a alteração, tanto em composição como em tamanho dos minerais e rochas da superfície terrestre que se encontram em contato com agentes da atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
MILOVSKI e KANONOV (1985) definem intemperismo acrescentando o conceito de estabilidade: "O intemperismo é a soma de todos os processos, que atuam na destruição mecânica e decomposição química de rochas e minerais, que não são estáveis em condições superficiais." 
Sempre que falamos em estabilidade ou instabilidade estamos nos referindo, na realidade, com condições de equilíbrio ou não equilíbrio. 
Tomando essas duas definições como ponto de partidae lançando mão da idéia de equilíbrio poderíamos entender intemperismo da seguinte maneira:
- O intemperismo é resultante da interação de rochas, minerais, biosfera, hidrosfera, etc. Cada um desses componentes será designado de fase: fase água, fase mineral, fase ar, etc. O conjunto de todas as fases recebe o nome de sistema.
- Quando existe desequilíbrio entre as fases do sistema, estas se modificam através de reações que ocorrem entre elas. As reações ocorrem seguindo certos procedimentos ou processos. 
- O meio ambiente típico do intemperismo se localiza próximo à superfície, apresenta temperatura e pressão baixa (próximo a 25° C e 1 atm). Conta com presença de soluções aquosas e gases atmosféricos e, invariavelmente, está associada à menor ou maior atividade biótica. 
- As reações de intemperismo são termodinamicamente espontâneas (catalisadas ou não), se processam num sistema aberto e necessariamente envolvem perda de energia livre. 
O estudo do intemperismo é sempre muito complexo, pois envolve grande número de fases do sistema e exige um determinado tempo cronológico. 
Para se avaliar resultados de pesquisas sobre intemperismo, deve-se antes de tudo, considerar a metodologia utilizada e depois fazer afirmações acerca deste. A análise à esmo e a não observância de procedência e limite de validade levam à generalizações indevidas, errôneas e, perigosas, que são muito comuns quando se fala em intemperismo.
A seguir serão apresentados dois trabalhos realizados em diferentes épocas por diferentes autores sobre o intemperismo. O primeiro é o clássico trabalho de Goldich, publicado em 1938. 
5.1.1. Trabalho de Goldich (1938) 
O autor define seu trabalho como uma tentativa de analisar as modificações químicas e mineralógicas que ocorrem durante o intemperismo de certas rochas de alguns locais diferentes que foram selecionados devido à facilidade de acesso pelo autor ou pela disponibilidade de amostras. 
GOLDICH analisou amostra de algumas rochas (granito-gnaisse, diabásio e anfibólio) química e mineralogicamente e seus respectivos produtos de alteração. Para a época, as análises foram muito completas e detalhadas e lançando mão das mais avançadas técnicas. Através de artifícios matemáticos simples e considerando o teor de AI2O3 constante durante o intemperismo, GOLDICH determinou as mudanças químicas que ocorrem durante o intemperismo (Figura 45 e Figura 46).
Figura 45 – Ganhos e perdas de um granito/gnaisse durante o intemperismo (compoição mineralógica inicial: ortoclásio, microlina, quartzo, biotita e hornblenda). (Goldich, 1938)
Figura 46 - Ganhos e perdas de um diabásio durante o intemperismo (composição mineralógica inicial: plagioclásio, augita, magnetita, biotita, apatita e homblenda). (Goldich, 1938).
Pelos gráficos percebe-s que durante o intemperismo há perda de certos elementos e o ganho de outros. E geral, o número e a quantidade de elementos perdidos, isto é, elementos que saíram das estruturas cristalinas dos minerais e foram removidos do sistema é bastante elevada. As bases Ca, Mg, K, Na e Mn são removidas em grande quantidade. Outros como o S e o P também diminuíram no granito-gnaisse. Para o aumento acentuado de P205 (Figura 37) não houve explicações. O Fe das rochas magmáticas se encontra principalmente na forma Fe+2. Durante o intemperismo essa forma se oxida a Fe+3, explicando-se dessa maneira o aumento de Fe2O3. A quantidade de água e CO2 também aumentou durante o intemperismo de forma bastante acentuada. As perdas em ordem decrescente para o granito-gnaisse foram: Na > Ca > Mg > K > P > Si > S > Fe2+ > Mn. 
No caso do diabásio, as perdas em ordem decrescente foram: Fe2+ > K > Mn > Mg > Ca > Si > Na. 
Observa-se que a ordem não é a mesma, mas que há tendências em comum entre as duas rochas. 
Fato semelhante observou-se em relação ao anfibolito.
Figura 47. Ganhos e perdas durante o intemperismo de algumas rocha básicas de GOLDICH (1938)
Além da composição química, Goldich estudou e quantificou mineralogicamente as rochas e seus produtos de alteração (Tabela 10). 
Tabela 10 - Composição mineralógica do granito-gnaisse e seu produto de alteração. Adaptada da Tabela 6 de GOLDICH (1938). 
	Espécie
	Rocha Fresca
	Rocha Intemperizada
	Variação*
	
	(%)
	(%)
	(%)
	Quartzo
	30
	34
	0
	Feldspato - K 
	19
	12
	-34
	Plagioclásio 
	40
	1
	-98
	Biotita
	7,0
	0,9
	-88
	Hornblenda
	1,0
	0,02
	-98
	Óxidos de Fe 
	1,5
	4,3
	+155
	Apatita
	0,2
	0,0
	-100
	Caulinita
	0,0
	44
	-
* Variação % normalizada pelo quartzo
Considerando o teor de quartzo constante, percebe-se que todos os minerais primários encontrados na rocha - feldspato-K, plagioclásio, biotita, hornblenda e apatita - apresentaram apreciável diminuição, formando-se em seu lugar minerais secundários, de tamanho muito pequeno (fração argila) como a caulinita, que não existia no material original, e os óxidos de Fe.
Outra maneira de representar esses dados é através de diagramas de variação (Figura 48).
Figura 48 - Diagrama de variação da alteração do granito-gnaisse (Goldich, 1938).
Baseado nesses dados, na literatura existente na época e em observações e experiências profissionais, GOLDICH sugeriu uma série de estabilidade dos minerais mais comuns formadores de rochas magmáticas (Figura 49).
Figura 49 - Série de estabilidade dos minerais em relação ao intemperismo (Goldich, 1938)
O autor tece os seguintes comentários com relação á série de estabilidade: “ O arranjamento dos minerais nessa série de estabilidade é o mesmo da série de cristalização magmática apresentada por BOWEN. Essa série, no entanto, não deve ser interpretada como uma série de reações. Não deve ser inferido que a olivina se intemperiza a piroxênio, mas que, numa rocha magmática normal contendo olivina e piroxênio, a taxa de decomposição da olivina deve ser maior do que a do piroxênio. Analogicamente, permanecendo todas as condições iguais, a e decomposição do gabro é maior do que a do granito. [1: BOWEN (1922) apresentou uma série de cristalização ou solidificação das rochas magmáticas, a partir do magma no estado fluído, em ordem decrescente de temperatura. Essa série é a mesma encontrada por Goldich. Na Série de Bowen a olivina se solidifica nas temperaturas mais elevadas e o quartzo nas temperaturas mais baixas]
A Série de Bowen* reflete a estabilidade dos minerais sob condições de equilíbrio (composição, pressão e temperatura) de seu ambiente de formação. Estas condições são drasticamente diferentes das condições da superfície, onde ocorrem as reações de intemperismo. É por essa razão que os minerais se intemperizam. Talvez a diferença entre as condições de equilíbrio na hora da formação dos minerais e as existentes na superfície governe a seqüência de estabilidade.
O princípio da série de estabilidade apresentada é uma generalização de informações acumuladas. 
A Série de Goldich é claramente empírica, no sentido de ter sido elaborada a partir de dados experimentais, não existindo base o explicação científica acerca dos princípios envolvidos.
Não é possível, a partir da série de Goldich, compreender porque o quartzo é mais estável do que o plagioclásio - Ca ou a olivina, sabe-se apenas que tal comportamento é esperado nas condições normais de intemperismo. 
Ambos os autores referem-se à Série de Goldich como a série de estabilidade dos minerais da fração areia e silte, talvez pelo fato desses minerais serem normalmente encontrados na fração areia ou silte. 
5.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) 
CHESWORTH (1973) utilizou como dados básicos para seu trabalho a composição média do granito de uma certa região e a composição das águas subterrâneas onde predomina esse granito. 
Foi assumido que as águas subterrâneas continham os componentes provenientes do intemperismo das rochas e dos solos dessa região. Essa água atuaria com um meio de mobilização ou remoção desses componentes do sistema.
Tabela 11 - Média de análise parcial de granito