resumo conceitos pedológicos

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MINERALOGIA DE SOLOS. 
Antonio Carlos de Azevedo / USP/ESALQ/LSO 
aazevedo@usp.br 
1. O que é solo. 
Segundo o Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (SiBCS, EMBRAPA 2006): 
“O solo que classificamos é uma coleção de corpos naturais, constituídos por 
partes sólidas, líquidas e gasosas, tridimensionais, dinâmicos, formados por 
materiais minerais e orgânicos que ocupam a maior parte do manto 
superficial das extensões continentais do nosso planeta, contém matéria viva 
e podem ser vegetados na natureza onde ocorrem e, eventualmente, terem 
sido modificados por interferência antrópica.” 
Esta definição começa com uma ressalva: “O solo que classificamos (...)”, o que 
implica que esta definição não é uma definição universal de solos, mas a definição 
usada para estruturar o SiBCS. Não existe uma definição universal de solo, porque o 
solo é um sistema bastante diversificado. Além disto, a pedologia (que é a parte da 
ciência que se dedica ao estudo do solo) é muito recente, pois existe há menos 150 anos. 
Assim, conceitos novos como solos submersos e paleossolos estão constantemente 
sendo propostos e debatidos, e desafiam uma definição universal para solos. 
Apesar da dificuldade de definir solo, podemos conceituá-lo com bem menos 
dificuldade. Um conceito é a idéia que se faz de uma classe de objetos (gato, copo, 
nuvem, preguiça, etc.). A definição é uma declaração dos atributos, das características 
que um objeto deve ter para ser incluído em uma classe. Por exemplo, paleossolos são 
solos do passado, que foram de alguma maneira preservados (por enterramento, por 
mudança climática abrupta, etc.) e que mantém suas características pedológicas, mas 
podem praticamente não ter atividade biológica, portanto não conterem matéria viva. Os 
paleossolos satisfazem um conceito de solo, mas não satisfazem a definição de solo que 
foi apresentada anteriormente. De fato, o SiBCS não classifica os paleossolos. 
Portanto, existem vários conceitos e definições de solo, dependendo do contexto 
em que é usado, como por exemplo, em ecologia, engenharia, ciências ambientais, 
agricultura, arqueologia, etc. 
É natural que, como a agricultura existe há milhares de anos, o conhecimento sobre 
solos no contexto agrícola tenha sido o que mais se expandiu. Atualmente, existe uma 
necessidade muito grande de aplicação dos conhecimentos sobre solo em outras áreas, 
principalmente devido às questões ambientais. 
Esta introdução oferece uma visão resumida do amplo campo de pesquisa e 
aplicação dos conhecimentos sobre solos. 
 
2 
 
2. Como rochas se transformam em solo. 
 
Como visto na definição de solos, sua composição inclui materiais minerais e 
orgânicos. A quase totalidade dos solos agrícolas são solos minerais, isto é, solos onde 
predomina a matéria mineral. No entanto, sempre tenha em mente que: 
 a matéria mineral que constitui o solo se origina dos minerais da rocha. Ao 
longo do processo de alteração da rocha (intemperismo) e de formação do 
solo (pedogênese) os minerais das rochas podem (Figura 1 e Figura 2): 
 serem completamente destruídos; ou 
 transformarem-se em outros minerais; ou ainda 
 resistirem a estes processos e se manterem do mesmo modo 
que ocorriam na rocha. 
 
 embora a matéria mineral predomine nos solos agrícolas, e mesmo na grande 
maioria dos solos na superfície da Terra, isto não implica que a matéria 
orgânica tenha pequena importância. Vários macronutrientes de plantas, 
como P, N e S tem na matéria orgânica sua principal fonte para as plantas. 
Além disto, os colóides orgânicos possuem uma capacidade de retenção de 
água e nutrientes muitíssimo superior à dos colóides minerais. 
2.1. Intemperismo 
O ambiente em que a maioria das rochas se forma é, geralmente, muito diferente do 
ambiente na superfície do planeta. A maioria das rochas se forma em ambientes com 
temperatura e pressão elevadas e constantes, em ausência de luz, organismos, ventos, 
etc. Quando são expostas na superfície do planeta, encontram condições bem diferentes: 
temperaturas e pressões menores e com grande variação ao longo do dia e noite e das 
estações do ano, presença de organismos, variação de umidade, presença de luz, etc. O 
conjunto destes fatores é chamado de INTEMPÉRIES, e por isso sua ação sobre as 
rochas expostas, desagregando-as e desestruturando-as, é chamado intemperismo. 
O intemperismo pode ser físico, químico e/ou biológico. O intemperismo biológico 
pode ser analisado em seus aspectos físicos e químicos, e por isto a seguir são 
comentados apenas o intemperismo físico e químico. 
2.1.1. Intemperismo físico. 
O intemperismo físico é composto pelos processos que levam à fragmentação da 
rocha, sem modificação significativa em sua estrutura química ou mineralógica. Os 
principais agentes do intemperismo físico são: 
 Variação de temperatura: as rochas são compostas por diversos minerais, que se 
dilatam e contraem de maneira diferente (coeficientes de dilatação e contração 
diferentes). Quando vários minerais estão unidos na massa da rocha e são 
submetidos à variações de temperatura, se dilatam e contraem em direções e 
3 
 
com intensidades diferentes. Este fenômeno cria tensões no corpo da rocha, 
levando à fadiga do material e seu fraturamento. Nas rochas máficas (de 
coloração escura, como o basalto) este processo é ainda mais intenso devido à 
maior absorção de calor. Imagine um bloco de rocha exposto à intempéries. As 
tensões geradas na superfície do bloco se transmitirão para as arestas, e das 
arestas para os vértices. Logo, a ordem de fraturamento deve ser primeiro os 
vértices e depois as arestas, dando um aspecto arredondado ao material. Este 
processo chama-se esfoliação e é muito comum nas regiões tropicais. 
 Crescimento de raízes: espécies pioneiras arbustivas e arbóreas podem exercer 
grande pressão sobre as rochas, através do crescimento das raízes entre as 
fendas. Exemplos típicos desta força são os danos causados pelas raízes de 
algumas árvores ao calçamento e às fundações das construções. 
 Gelo: apesar de não ser comum no clima atual do Brasil, a formação de gelo na 
água acumulada em fendas nas rochas também pode levar à sua fragmentação. A 
água no estado sólido ocupa um volume aproximadamente 10 % maior que no 
estado líquido. 
 Precipitação de sais: o acúmulo de soluções ricas em sais nas frestas e fendas na 
rocha pode ocasionar seu fraturamento quando a água evapora e os sais 
começam a se cristalizar, em um mecanismo semelhante à formação do gelo. 
4 
 
 
Figura 1. Intemperismo Físico. 
 
2.1.2. Intemperismo químico. 
O intemperismo químico é o conjunto de reações que levam à modificação dos 
minerais que compõem a rocha. Na natureza, é praticamente impossível separar o 
intemperismo físico do intemperismo químico, já que ocorrem quase simultaneamente. 
O intemperismo químico, entretanto, torna-se mais acelerado à medida que o 
intemperismo físico avança, devido ao aumento de área superficial específica (ASE) dos 
minerais. 
Área Superficial Específica (ASE) é uma propriedade importantíssima das partículas 
e está relacionada com o seu tamanho. A ASE é a medida da superfície exposta de um 
objeto em relação ao seu volume, ou à sua massa. Assim, um cubo com 1 mm de aresta 
possui volume de 1mm
3
 e área de 6 mm
2
 (cada uma de suas 6 faces mede 1mm por 
1mm, ou seja, 1mm
2
). Portanto, a ASE deste cubo é 6 mm
2
.mm
-3
. Se este cubo tem 
massa de 1 grama, então também pode-se dizer que sua ASE é de 6 mm
2
 . g
-1
. Como 
geralmente é mais fácil medir a massa do que o volume, principalmente de partículas 
muito pequenas e sem um formato geométrico definido, émais comum expressar-se a 
 
 
 
 
 
5 
 
ASE em unidade de área por unidade de massa. Assim, se este cubo possuir uma massa 
específica de 2.65 g cm
-3
 (que é a média dos silicatos), sua ASE seria de 0,002 m
2
 g
-1
. 
Se este cubo for dividido em cubos de 0,5 mm de aresta, cada cubo original de 1mm de 
aresta resultará em oito cubos de 0.5mm de aresta, cada um deles com 1,5 mm
2
 de área 
(0.5 x 0,5 x 6), mas agora são oito cubos, então a área total será 12 mm
2
, ao invés de 6 
mm
2
 do cubo original de 1mm de aresta. Este efeito ocorre porque cada vez que o cubo 
é cortado, duas novas superfícies são criadas, mas a massa (e também o volume) total 
não se modifica. Observe No Quadro 1 também que o número de partículas aumenta em 
1 grama de material. 
Quadro 1. Área Superficial Específica. 
PARTICULAS CÚBICAS PARTÍCULAS DO SOLO 
(NÃO CÚBICAS) 
Aresta 
(mm) 
ASE 
(m
2
.g
-1
) 
Número de 
Partículas 
(n
o
.g
-1
) 
ASE 
(m
2
.g
-1
) 
2 
1 
0,5 
0,25 
0,10 
0,05 
0,002 
0,001 
0.001 
0.002 
0.005 
0.009 
0.023 
0.045 
1.132 
2.264 
4,7x10 
3,8x10
2
 
3,1x10
3
 (3,1 mil) 
2,4x10
4
 
3,8x10
6
 (3,8 milhões) 
3,0x10
7
 
4,7x10
10
 (47 bilhões !!) 
3,8x10
11
 
0.01 
 
 
0.1 
 
1 
5 a 800 
 
 
 Esta propriedade é importante porque as reações químicas no solo são 
influenciadas pelas propriedades destas superfícies. Perceba que as reações no solo 
sempre são influenciadas pelas propriedades químicas da FASE SÓLIDA. A maior 
parte da química que aprendemos no ensino fundamental e médio é discutida em fase 
líquida, na ausência de uma fase sólida. Quanto maior a ASE maior a influência da fase 
sólida sobre o comportamento do solo. 
Assim como o intemperismo físico, o intemperismo químico ocorre porque as 
condições do ambiente na superfície da crosta são bastante diferentes daquelas onde os 
minerais se formam. Os minerais estão sempre tendendo para uma forma de maior 
equilíbrio com as condições do ambiente. Entretanto, mesmo quando estas diferenças 
6 
 
são muito grandes, estas reações ocorrem em uma velocidade bastante lenta, do ponto 
de vista humano. 
Figura 2. Intemperismo químico. 
 
As principais reações são: 
2.1.2.1.HIDRATAÇÃO: 
É a primeira reação a ocorrer, não mudando a estrutura do mineral, mas servindo como 
um pré-requisito para a hidrólise, daí sua importância. Por exemplo: 
CaSO4 + H2O  CaSO4.2H2O 
(anidrita) (gipsita) 
 
2.1.2.2.SOLUÇÃO: 
É a reação através da qual os íons das estruturas cristalinas passam para a solução, 
gerando perdas e ganhos locais. O depósito final destes íons é o oceano, mas seu 
acúmulo em algum local neste trajeto (que pode durar séculos até milênios) pode gerar 
depósito geológicos, como minas de potássio, por exemplo. 
2.1.2.3.HIDRÓLISE: 
É a reação do H
+1
 e o OH
-1
 da dissociação da água com os minerais, rompendo as 
ligações silício/metais da sua estrutura. O H
+1
 substitui o metal, colapsando a estrutura e 
desintegrando-a. É uma reação tão importante para silicatos e carbonatos que, baseado 
na sua intensidade de hidrólise e da lixiviação, existem três estádios de dessilicação 
(dessilicação = perda de silício durante a transformação dos minerais). Estes estádios 
são usados como indicadores do grau de intemperismo de um solo. São eles: 
 
 
 
7 
 
 BISSIALITIZAÇÃO (ou DESSILICAÇÃO fraca): Típica de ambientes com 
drenagem lenta, impedida, podendo existir ganho de silício por fluxos laterais. 
Os filossilicatos predominantes são do tipo 2:1 (os tipos de filossilicatos serão 
discutidos adiante neste texto) . É freqüente em regiões semi-áridas ou nas partes 
baixas do relevo pelo ganho de silício, vindo em solução na água de drenagem 
das partes mais altas da bacia hidrográfica, por exemplo. Solos típicos deste 
processo são os Vertissolos. 
 
 MONOSSIALITIZAÇÃO (ou DESSILICAÇÃO média). É a mais freqüente nos 
trópicos, originando solos cauliníticos, predominando, portando, minerais 1:1. A 
caulinita (filossilicato 1:1) é o argilomineral mais abundante nos solos do Brasil. 
 
 ALITIZAÇÃO (ou DESSILICAÇÃO forte): a DESSILICAÇÃO e 
LIXIVIAÇÃO são bastante intensas, ou atuaram durante um longo tempo sem 
que houvesse um rejuvenescimento do solo pelo ganho de material. Os 
argilominerais predominantes são a Gibbsita (óxido de Alumínio), Hematita e 
Goethita (óxidos de Ferro). Bastante freqüente no Brasil central, originando 
Latossolos oxidícos. 
 
 
 
Figura 3. Graus de dessilicação. 
8 
 
2.1.2.4.OXIDAÇÃO E REDUÇÃO: 
É o processo de transferência de elétrons, onde o íon receptor de elétrons é reduzido 
(porque têm seu número de oxidação diminuído) e o que doa o elétron é oxidado. Sua 
importância em solos se refere principalmente ao Ferro e Manganês, no caso da gênese, 
e o Nitrogênio, para a fertilidade. Em situações particulares, como descarte de resíduos 
em solos, outros elementos também são o importantes, como o Cromo. A importância 
se deve à mudança de comportamento do íon com a alteração do número de oxidação. 
Assim, o Fe
+2
 (íon ferroso) é muitíssimo mais solúvel que o Fe+3 (íon ferríco), e pode 
ser removido do ambiente por solução. Nos minerais primários, o Fe encontra-se 
geralmente reduzido (Fe
+2
), e sua oxidação pode causar a desestruturação do mineral. 
2.1.2.5.COMPLEXAÇÃO: 
É a ligação de um íon metálico com um composto orgânico, podendo aumentar a 
solubilidade do metal. Quando o composto se liga ao metal formando um anel, chama-
se QUELATO (do grego KELA = pinça). Este último tipo de ligação também aumenta a 
solubilidade do metal. Os compostos orgânicos resultantes do metabolismo anaeróbios 
são os mais abundantes em moléculas formadores de quelatos, favorecendo a saída da 
de metais no ambiente. 
 
2.2. Pedogênese 
Pedogênese (pedo= solo, gênese=origem) é o conjunto de processos que resultam na 
formação do solo. No planeta Terra, a ocorrência de pedogênese está estreitamente 
associada à ocorrência do intemperismo, sendo ambos processos ativos na superfície da 
litosfera. Em outros planetas, ocorre intemperismo mas não pedogênese. Isto acontece 
porque, como visto na definição de solo, é necessário que haja atividade biológica (entre 
outras características) para que um geomaterial possa ser tomado como solo. De acordo 
com o modelo mais aceito atualmente, os solos são formados através da combinação de 
pelo menos cinco fatores de formação do solo (Figura 4): 
 Material de origem (geralmente, mas nem sempre, uma rocha ou 
depósito sedimentar); 
 Relevo; 
 Clima; 
 Organismos; e 
 Tempo. 
 Estes fatores se combinam das mais variadas formas para dar origem aos 
processos de formação de solos (Latolização, Podzolização, etc.). A atuação dos 
fatores/processos de pedogênese imprime várias características morfológicas aos solos 
(cor, profundidade, quantidade de argila, etc.) que podem ser identificadas no campo. 
Devido à estas relações, e à quantidade de conhecimento pedológico acumulada até 
agora, é possível estruturar sistemas de classificação de solos, nos quais há um esforço 
para se agrupar solos semelhantes nas mesmas classes. Por esta razão, a correta 
9 
 
identificação e classificação dos solos é fundamental para escolha das estratégias de 
manejo agrícola, já que solos da mesma classe (Latossolos, Argissolos, etc.) possuem 
comportamento semelhante. 
 
 
Figura 4. Os cinco fatores de formação do solo e a pedogênese. 
Na disciplina de Morfologia, Gênese e Classificação de Solo veremos os fatoresde 
formação de solos e os processos de formação de solos com mais detalhe. 
As principais diferenças entre rochas e solos podem ser vistas no Quadro 2. 
Quadro 2. Principais diferenças entre solos e rochas. 
SOLO ROCHA 
Meio poroso Geralmente meio consolidado. Algumas rochas 
sedimentares podem apresentar porosidade 
Partículas minerais e orgânicas Partículas minerais 
Minerais hidratados Minerais anidros 
Meio reativo: CTC Meio não reativo ou pouco reativo 
Atividade biológica Atividade biológica inexistente ou insignificante 
 
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3. O sistema solo. 
O solo não é apenas um amontoado de partículas minerais e orgânicas. O solo é um 
sistema bastante dinâmico, que constantemente está se ajustando à variação das 
condições do ambiente ao redor. Os mecanismos de ajuste podem ser rápidos (como 
metabolismo de microrganismos ou a evaporação de água) ou lentos (como a alteração 
de minerais ou a migração de partículas na fração argila). 
Um sistema é um corpo constituído de partes que precisam trabalhar coordenadas 
para que o corpo execute suas funções. Assim, o solo, o corpo humano, um relógio, um 
automóvel, um time de futebol, um ecossistema são exemplos de sistemas. Os sistemas 
são chamados de sistemas complexos quando algumas de suas propriedades 
desaparecem quando o sistema é “desmontado” (propriedades emergentes). Por 
exemplo, os poros do solo fazem parte do sistema, mas se coletarmos uma amostra de 
solo sem preservar sua estrutura, não se pode observar nem medir a porosidade do 
sistema solo através daquela amostra. 
 
Figura 5. O sistema solo e suas fases 
No caso do sistema solo, dizemos que ele possui três fases (Figura 5). 
 
3.1. Fases do sistema solo. 
3.1.1. Fase Gasosa 
A fase gasosa, ou ar do solo ou ainda atmosfera do solo, difere da atmosfera em 
vários aspectos (Quadro 3). 
Quadro 3. Porcentagem dos principais gases na Atmosfera livre e na Atmosfera do solo 
 O2 CO2 N2 
ATMOSFERA LIVRE 20,9 0,03 78,9 
ATMOSFERA DO SOLO 19,6 0,9 79, 
 
11 
 
 A respiração dos microrganismos e das raízes, por exemplo, aumenta a quantidade de 
CO2 no ar do solo. Enquanto na atmosfera existe aproximadamente 0,03% de CO2, no ar 
do solo pode haver de 10 a 20 vezes mais. A umidade também é muito diferente no ar 
do solo, com freqüência chegando próximo a 100%, enquanto na atmosfera é um dos 
fatores que mais varia. A fase gasosa é ainda importante porque possui Oxigênio em sua 
constituição, essencial para respiração das raízes, da fauna e da flora aeróbia do solo, e 
também no processo de oxidação. O oxigênio participa nos processos de obtenção de 
energia pelos organismos do solo através da oxidação de resíduos vegetais, e de 
formação de óxidos e hidróxidos no solo. 
3.1.2. Fase Líquida 
 A fase líquida geralmente é abordada sob dois aspectos. O primeiro é o aspecto 
quantitativo, e se preocupa com a quantidade de água existente no solo, seu movimento 
em função de gradientes de energia, permeabilidade de solo, sendo com freqüência 
chamada de água do solo. No segundo aspecto a fase líquida do solo é abordada 
qualitativamente, procurando-se analisar os íons nela dissolvidos e os efeitos de sua 
concentração no comportamento do solo e das plantas. Sob este aspecto é chamada de 
solução do solo. A fase líquida é importante devido à vários aspectos. Quando o volume 
de água que infiltra no solo é maior que o volume de poros do solo, o excesso de água 
tende a migrar para baixo, em direção aos reservatórios subterrâneos. Quando este 
fenômeno ocorre, íons que estão dissolvidos na solução do solo, como o Si
+4
, Ca
+2
, Al
+3
, 
etc. são retirados do sistema solo. Este mecanismo é chamado LIXIVIAÇÃO e constitui 
parte do intemperismo químico (Figura 2), para a diminuição da disponibilidade de 
nutrientes e aumento da acidez do solo. O fato de que a quase totalidade dos nutrientes 
que a planta absorve estão na fase líquida do solo fornece uma idéia da importância 
desta fase do sistema. Se o solo não fosse um meio reativo (através da Capacidade de 
Troca de Cátions- CTC, e que será discutida mais adiante), a sobrevivência das formas 
de vida e o estabelecimento de ecossistemas terrestres provavelmente não seria possível. 
3.1.3. Fase Sólida 
 A fase sólida do solo é a que vêm sendo estudada há mais tempo, e onde nosso 
conhecimento é mais amplo e profundo, não só porque é a mais estável e palpável, mas 
também porque o comportamento físico-químico do solo é praticamente controlado por 
esta fase. As três fases do solo apresentam estreita inter-relação. Isto pode ser 
demonstrado pelo fato de que, em ambientes não modificados pela atividade humana, 
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uma das fontes de acidez do solo é a dissolução do CO2 do ar do solo na solução do 
solo, passando a ácido carbônico, que ao se dissociar acidifica a solução do solo, 
conforme a reação: 
 CO2 (g) + H2O  HCO3
-
 + H
+
 
A solução ácida decompõe os minerais constituintes da fase sólida lentamente, 
alterando-a ao longo de centenas e milhares de anos, originando solos com diferentes 
intensidades de alteração (Figura 2 e Figura 3). Então porque a fase sólida é tão 
importante se os vegetais se nutrem através da solução do solo, sendo até possível 
cultivá-los em soluções nutritivas, na ausência da fase sólida? 
 Existem muitas respostas para esta questão, e talvez a principal seja a de que a fase 
sólida controla em grande parte a composição da solução, e é a principal fonte natural 
dos íons que as plantas tanto precisam. Mesmo quando adicionados ao solo pelo 
homem, a fase sólida se comporta como um "depósito" de nutrientes. 
 
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4. A fase sólida do solo. 
A fase sólida do solo é subdividida em frações de tamanho, de maneira análoga ao 
visto para as rochas sedimentares. As principais frações de tamanho do solo são a fração 
areia, a fração silte e a fração argila. 
Quadro 4. Classes de tamanho utilizadas em pedologia. 
Partícula Diâmetro (mm) 
Matacões 
Calhaus 
Cascalhos 
Areia grossa 
Areia fina 
Silte 
Argila 
> 200 
200-20 
20-2 
2-0,20 
0,20-0,50 
0,50-0,002 
< 0,002 
 
 
 
Figura 6. Dimensões relativas entre as frações do solo. 
14 
 
 
Figura 7. As frações de tamanho da fase sólida do solo. 
 
 As partículas da fase sólida do solo podem ter constituição mineral ou orgânica. 
 Os minerais do solo apresentam predomínio de ligações Si-O nos silicatos, e metal-
O nos óxidos. Além disto, apresentam estrutura cristalina, que é a repetição de uma 
seqüência de átomos na estrutura da matéria. Quando não existe esta repetitividade, a 
estrutura dos minerais é chamada de amorfa (Figura 8). 
 O material orgânico apresenta predomínio de ligações C-O e sua estrutura é amorfa. 
A fonte principal de material orgânico é a decomposição de restos vegetais e animais 
pelos microrganismos do solo, e seu produto é chamado húmus, e o processo, 
humificação. 
 
 
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 Figura 8. Estrutura das partículas na fração argila (colóides). À esquerda, estrutura 
cristalina de um filossilicato de alumínio. À direita, estrutura amorfa de um colóide 
orgânico (From Cliff Johnston et al., 2000; in Soil Mineralogy with Environmental Applications). 
 
 Como visto anteriormente, as rochas sofrem, na superfície da Terra, quebras e 
fraturas pelo intemperismo físico, que diminui o tamanho das partículas e aumenta sua 
área superficial específica (ASE). Este aumento acelera o intemperismo químico, que 
por sua vez promove transformações na natureza dos minerais que compõem a rocha, 
desmontando ou alterando sua estrutura mineralógica. 
 O intemperismo químico libera os elementos químicospara o meio. Como já foi 
visto nas primeiras semanas de aula, os elementos mais abundantes na crosta 
continental são o oxigênio, o silício e o alumínio, e por isto os principais componentes 
das rochas são os silicatos de alumínio. As moléculas de H4SiO4 e Al(OH)3 que são 
liberadas quando as rochas se decompõem podem sofrer diversos re-arranjamentos 
entre sí e com outros íons, formando outros minerais que por isso são chamados de 
minerais SECUNDÁRIOS do solo, ou minerais PEDOGÊNICOS. Estes minerais 
constituem a fração argila do solo. 
 Os minerais que permanecem no solo com a estrutura original ou pouco alterada, 
como o quartzo e a magnetita, são chamados de minerais PRIMÁRIOS ou litogênicos, 
ou ainda, minerais herdados da rocha, e tendem a se concentrar na frações mais 
grosseira do solo (areia e silte). Estes minerais primários (em processo inicial de 
alteração ou não) são encontrados principalmente nos solos pouco desenvolvidos. 
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4.1. Mineralogia do solo e textura do solo 
 Nos solos com aptidão agrícola as partículas do solo se concentram nas classes 
menores que areia (areia, silte e argila). Este intervalo é conhecido como Terra Fina 
(TF). 
Estes intervalos ou classes foram determinados em função da composição destas 
frações e das características e propriedades que imprimem aos solos. 
 Assim, o quartzo tende a se concentrar na fração areia, enquanto outros minerais 
primários em processo de intemperização se concentram na fração silte, e os minerais 
pedogênicos compõem a fração argila. 
 
Figura 9. Distribuição dos tipos de minerais nas classes de tamanho da fração TFSA. 
 As partículas do solo com grande área superficial em relação a sua massa são 
chamadas colóides, e têm um tamanho inferior a 2 micrômetros, ou 2 milésimos de 
milímetro (Quadro 1). 
 A estabilidade dos minerais depende, entre outros fatores, de sua área superficial 
específica (ASE). Os minerais primários mantêm-se estáveis até o limite entre a fração 
silte e a fração argila, aproximadamente 0,002 mm (isto é, 2 micrômetros, ou 2 µm), o 
que significa uma ASE em torno de 1 m
2
 g
-1
 (Quadro 1). À medida que a ASE 
aumenta, os minerais primários tornam-se muito instáveis e começam a se decompor 
pelo intemperismo. Parte dos elementos químicos liberados pelo intemperismo é 
perdida por lixiviação, e outra parte pode formar minerais secundários (Figura 10). 
 
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 Como pode ser observado na Figura 9 e na Figura 10, o quartzo é o mineral que 
predomina na fração areia dos solos, já que é um dos minerais mais abundantes na 
litosfera (como visto na primeira semana de aula) e muito resistente ao intemperismo. 
Assim, os outros minerais primários herdados da rocha ou outro material de origem, 
vão se decompondo enquanto o quartzo resiste e permanece estável, acumulando-se 
nesta fração. 
 Outros minerais não silicatados, como óxidos, também são encontrados nesta 
fração, porém em quantidades bem menores. Destes, a magnetita é importante por 
encontrar-se na fração areia de solos derivados de rochas máficas (ricas em Fe e Mg, 
como o Basalto) e possuir em sua composição vários micronutrientes, como o Cu, Zn, 
Fe, e Mn, além de ser facilmente identificável por sua atração magnética (basta 
aproximar um imã de bolso a uma amostra de solo para que a magnetita na fração 
areia fique atraída pelo imã). 
 
Figura 10. Formação de minerais secundários (pedogênicos) no sistema solo. 
 Em resumo, através do intemperismo a maioria dos MINERAIS PRIMÁRIOS 
libera silício e alumínio para o ambiente e, em função das condições deste ambiente, 
novos silicatos de alumínio e/ ou óxido podem se formar, constituindo os MINERAIS 
SECUNDÁRIOS, geralmente de tamanho coloidal e se concentrando, portanto, na 
fração argila. Os minerais primários se concentram nas frações areia (os mais 
resistentes) e silte (os menos resistentes, geralmente em processo de dissolução), e os 
minerias secundários formam a fração argila do solo. 
18 
 
4.2. OS MINERAIS DA FRAÇÃO AREIA E SILTE 
 Os minerais da fração silte e areia são importantes porque são fonte potencial de 
nutrientes para as plantas e outros seres vivos que habitam o solo. Esta liberação se dá 
de maneira muito lenta e não satisfaz a necessidade nutricional das plantas. 
 À medida que o solo evolui através do intemperismo e pedogênese, os minerais 
primários, à excessão daqueles muito resistentes ao intemperismo como o quartzo, se 
decompõem. Por isto, os solos antigos geralmente possuem a fração areia composta 
predominantemente por grãos de quartzo, praticamente nenhuma fração silte e se 
houver condições para formação de argila, podem ser argilosos. Um exemplo típico 
são os Latossolos, que cobrem aproximadamente 50% do território do Brasil. 
 A estabilidade dos minerais silicatados nas frações mais grosseiras (silte e 
areia) pode ser explicada também pela resistência das ligações químicas. De modo 
geral, quanto maior o número de oxigênios comuns (maior compartilhamento ou 
polimerização dos tetraedros de Si), maior é a resistência à decomposição e menor a 
presença de elementos diferentes do Silício e do Oxigênio. Isto ocorre porque a 
ligação entre os tetraedros é feita ou por um oxigênio comum ou por um cátion. No 
caso das ligações intermediadas por cátions, a ligação O-Zr é a mais estável. De modo 
geral, a estabilidade das ligações segue a seguinte ordem: 
 O-Zr > O-Si > O-Ti > O-Al > O-M; M= Fe, Mg, Ca,Na e K 
 Assim, o quartzo possui os quatro oxigênios do tetraedro compartilhados entre íons 
de Si
+4
, o que lhe confere uma grande resistência ao intempreismo e uma pequena 
capacidade de fornecer nutrientes quando é decomposto. Já a Olivina, por exemplo, é 
facilmente intemperizada, fornecendo quantidades de Fe e Mg para o meio. 
 O número de oxigênios comuns e a composição dos principais minerais 
silicatados da fração silte e areia dos solos encontram-se no Quadro 5. Observe que há 
exceções. O Zircão está no grupo dos nesossilicatos (em princípio, os mais facilmente 
intemperizáveis), mas por possuir ligações O-Zr, é bastante resistente. 
 A turmalina é uma importante fonte de Boro no solo, mas sua estrutura 
em ciclo oferece resistência à decomposição. Dentro do grupo dos tectosilicatos, o 
quartzo é mais resistente que os feldspatos por não possuir cátions diferentes do Si
+4
 
entre as ligações dos tetraedros. 
19 
 
Quadro 5. Minerais silicatados de maior interesse para os solos. 
ESTRUTURA CLASSIFICAÇÃO, NÚMERO DE OXIGÊNIOS COMUNS 
(ENTRE PARÊNTESIS), EXEMPLOS E COMPOSIÇÃO 
 Neossilicato (Oxigênios comuns = 0) 
 Olivina [Fe, Mg][SiO4] 
Granada M3Al2[SiO4]3, onde (M = Fe, Ca, Mg) 
Zircão Zr[SiO4] 
Cianita Al2[SiO5] 
Silimanita Al2[SiO5] 
Andaluzita Al2SiO5 
Estaurolita (Fe, Mg)2 (Al,Fe)9 O6(SiO4)4 (O, OH)2 
Titanita CaTi[SiO4](O, OH, F) 
 Sorossilicato ( = 1) 
 Epidoto (Ca2Fe)Al2(SiO4)(Si2O7)O(OH) 
 Inossilicato simples ( = 2) 
 Piroxênios Ca(Mg,Fe)(SiO3)[(Al,Fe)2O3]x 
 Ciclossilicatos ( = 2) 
 Turmalina (Na, Ca) (Mg, Fe, Al, Li)3Al6(BO3)3Si6O18(OH)4 
 Inossilicato duplo ( = 2 e 3) 
 Anfibólios (Ca, Na)3 (Mg, Fe, Al, Fe
+2
)5 (Si, Al)8 O22(OH, F, O)2 
 Filossilicatos ( = 3) 
 Micas, argilas silicatadas –veremos estes minerais com detalhes a 
seguir 
 Tectossilicatos ( = 4) 
 Quartzo e Feldspatos: SiO2 e M(Al, Si)3O8, sendo M = K, Na, Ca, Ba, 
Rb, Sr ou Fe 
 
20 
 
 
4.2.1. OS PRINCIPAIS MINERAIS DA FRAÇÃO AREIA SILTE 
 
 QUARTZO: (SiO2)É um dos minerais mais comuns na fração areia dos solos, 
devido a sua alta resistência química e física, e por ser um dos minerais mais 
abundantes na litosfera. Está presente em rochas graníticas, metamórficase 
sedimentares e até mesmo nas rochas básicas (pobres em silício) pode ser encontrado 
em pequenas quantidades no interior de geodos e veios. Sua importância está mais 
associada à parte física do solo, influenciando sua textura (quanto mais quartzo, mais 
arenoso tende a ser o solo), do que propriamente como reservatório de nutrientes, já 
que possui muito poucos cátions diferentes do silício em sua estrutura, apenas na 
forma de contaminantes, e que mesmo assim praticamente não são liberados devido à 
grande estabilidade do mineral. 
 
 FELDSPATO: Formam um grupo de minerais muito comum em rochas. São estes 
minerais que dão a coloração rosada, amarelada, etc aos granitos. Podem ser 
potássicos ou calco-sódicos (Ca e Na). Os feldspatos geralmente são muito 
importantes para a formação do solo tanto por sua abundância em vários tipos de 
rochas quanto pelos elementos químicos que são liberados quando se decompõem. 
Estes elementos químicos podem ser nutrientes para vegetais (como o K e o Ca) ou 
formar outros minerais, os minerais secundários do solo. Um dos mais importantes 
formados a partir dos feldspatos é a caulinita. 
 Os feldspatos potássicos formam o grupo do ORTOCLÁSIO (K2OAl2O36SiO2). 
São geralmente de coloração rósea, mas também podem apresentar coloração branca 
ou amarelada. Os ortoclásios são de decomposição mais difícil que os plagioclásios 
(ou calco-sódicos), e são importante fonte de potássio para o solo, junto com as micas 
potássicas, que podem ocorrer associadas. 
 Os feldspatos calco-sódicos formam o grupo dos PLAGIOCLÁSIOS, com 
composição variável entre a albita (Na2OAl2O36SiO2) e a anortita (Ca.Al2O3.2SiO2). 
Sua coloração pode ir do branco ao róseo, passando por amarela e cinza. Ocorre tanto 
21 
 
em rochas claras quanto escuras. Assim, podemos encontrar ortoclásios em granitos e 
plagioclásios nos basaltos. 
 PIROXÊNIOS E ANFIBÓLIOS: São grupos de minerais bastante parecidos. São 
de coloração escura, ricos em cátions e de decomposição geralmente rápida. 
Encontrados com freqüência nas rochas básicas como o basalto, dão a coloração 
escura a esta rocha. Devido a sua decomposição rápida, contribuem para que, durante 
a fase inicial de desenvolvimento, os solos derivados destas rochas possuam alta 
fertilidade. 
 Os PIROXÊNIOS são silicatos de Mg, Fe, e Ca, com ou sem Al2O3 e Fe2O3. Cada 
mineral é designado, dependendo de sua composição. Um dos mais freqüentes é a 
augita. 
 Os ANFIBÓLIOS são quimicamente parecidos com os piroxênios mas possuem 
OH em sua constituição. Sua cor também varia de verde escuro a preto, sendo o mais 
comum a hornblenda. 
 MICAS: As micas podem ser divididas em dois grupos principais: a Muscovita e a 
Biotita. 
 A MUSCOVITA (K2O.3Al2O3.6SiO2.2H2O), de coloração branca, mas também 
podendo ser esverdeada ou amarelada. São bastante estáveis no ambiente do solo, se 
decompondo lentamente. São encontradas em uma grande variedade de rochas, como 
o granito, micaxisto e gnaisse. É uma fonte de potássio para o solo. Pode persistir no 
solo até a fração argila (ocorrendo em pequenas quantidades), ou alterar-se formando 
Ilita. 
 A BIOTITA, de coloração escura, é um silicato contendo K, Mg, Fe e Al. Também 
pode ser encontrada em granitos, micaxistos e gnaisses, emprestando-lhes sua 
coloração escura. Devido à sua decomposição mais fácil (já que possui maior número 
de ligações O-Fe, O-Mg e O-K, e menos ligações O-Si), é fonte importante de 
nutrientes nos estágios iniciais dos solos onde ocorre. 
 OLIVINA (Mg ou Fe2. SiO4) É comum em rochas magmáticas e metamórficas. 
Também chamada de perídoto, é de coloração escura e decomposição fácil, 
fornecendo Fe e/ou Mg para o solo. 
22 
 
 
 MAGNETITA (Fe3O4) (72% de Fe) é um óxido de ferro bastante denso (5,1) 
quando comparado a maioria dos silicatos (ao redor de 2,6), rica em Ferro e 
micronutrientes como contaminantes. Possui forte atração magnética e coloração 
preta. Encontra-se na fração areia de solos derivados de rochas magmáticas básicas, 
como o basalto, mas também pode ser encontrada em metamórficas, como o itabirito 
(ou hematita xisto). 
 
4.3. A Fração Argila 
 
4.3.1. A reatividade do solo e a importância da fração argila 
O sistema solo é um sistema fundamental para a sobrevivência e evolução das 
espécies nos ecossistemas terrestres. O solo é peça-chave no fluxo de elementos 
químicos, da água e de calor. 
Grande parte destas características tão especiais é resultado da REATIVIDADE 
do solo. A reatividade do solo é composta por uma infinidade de tipos de reações 
(oxidação, redução, dissolução, precipitação, ciclos metabólicos, etc). No entanto, a 
principal reação do solo é a ADSORÇÃO. Pode-se conceituar a adsorção como a 
ligação FRACA e REVERSÍVEL de elementos químicos de uma fase fluida (líquido ou 
gás) em uma superfície sólida carregada eletricamente. 
Uma vez que o solo é um sistema trifásico, pois possui as fases sólida, liquida e 
gasosa, a adsorção ocorre constantemente e regula o fluxo de elementos químicos para 
a planta e em todo o ecossistema. 
O solo funciona como um reservatório de elementos químicos porque a adsorção 
é REVERSÍVEL, isto é, mesmo após um íon ser adsorvido ao solo, ele pode retornar a 
fase líquida do solo pela DESSORÇÃO, que é o inverso da adsorção (Figura 12). 
A adsorção/dessorção de um íon no solo obedece ao EQUILÍBRIO QUÍMICO 
entre a fase sólida (que são as partículas do solo) e a fase líquida. Este equilíbrio é muito 
deslocado para a fase sólida, isto é, existem muito mais íons adsorvidos na fase sólida 
do que dessorvidos na fase líquida. Porém, sempre que a concentração da fase líquida 
diminui (devido à lixiviação ou à absorção pelas plantas) a fase sólida dessorve mais 
íons para manter o equilíbrio químico entre a fase sólida/líquida. 
23 
 
Observe que embora o termo adsorção e absorção sejam parecidos, representam 
processos físico-químicos muito diferentes! 
 
 
Figura 11. Conceitos dos principais tipos de reatividade dos materiais de solo 
(retângulo) em relação às substâncias da fase líquida do solo (círculos). 
 
Nas partículas do solo há o predomínio de cargas negativas, e portanto os cátions 
da fase líquida é que são predominantemente adsorvidos. É possível medir e controlar a 
adsorção de cátions no solo, através do manejo do solo. Em pedologia, a medida da 
capacidade de adsorção de cátions no solo é chamada de CAPACIDADE DE TROCA 
DE CÁTIONS: CTC. 
Portanto, entender a reatividade do solo, principalmente a CTC, é essencial para 
todo o profissional cuja atuação envolve o solo e sua interação com as plantas e/ou com 
o fluxo de elementos no (agro)ecossistema como, por exemplo, aplicação de adubos ou 
deposição de resíduos no solo. 
24 
 
 
 
a) Quando a partícula da fração argila entra em contato com a fase líquida do 
solo... 
 
 
 
b) Cátions são atraídos para as cargas negativas da partícula da fração argila. 
 
 
 
 
c) Quando a concentração dos cátions na fase líquida diminui (devido à lixiviação, 
por exemplo), o equilíbrio químico entre as fases provoca a dessorção de cátions 
da fase sólida para a fase líquida até que o equilíbrio seja alcançado novamente. 
 
Figura 12. Mecanismo de adsorção e dessorção do solo. 
 
 
25 
 
 
Mas afinal onde reside a reatividade do solo? 
Na fração argila, isto é, nas partículas com diâmetro menor que 2µm. 
Embora existam partículas minerais e orgânicas nesta fração, as partículas 
minerais predominam na fração argila dos solos, controlando suas propriedades físico-
químicas. Por isto, é fundamental conhecermos os tipos de minerais de argila, e as suas 
propriedadesque se refletem no comportamento do solo. 
Na fração argila dos solos, dois grupos de minerais são os mais abundantes: 
 Os filossilicatos de alumínio; 
 Os óxidos (“óxidos” são usados como um termo genérico para designar os 
óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos). 
 
A reatividade do solo se concentra na fração argila do solo. É necessário entender a 
estrutura atômica destas partículas para: 
 entender porque a fração argila dos solos é a mais reativa; 
 qual a origem da reatividade do solo; 
 porque a reatividade dos minerais é diferente entre filossilicatos e 
óxidos, e também entre os diferentes tipos de minerais dentro de 
cada um destes grupos. 
Portanto, passaremos a detalhar a estrutura atômica dos principais minerais da 
fração argila dos solos, e depois retomaremos uma pequena introdução à reatividade 
do solo. Na disciplina de “Química de Solo” a reatividade do solo será estudada com 
detalhes. 
4.3.2. A estrutura das partículas minerais da fração argila. 
O Quadro 6 apresenta as principais características das partículas da fração argila 
dos solos. 
 
 
 
 
 
 
26 
 
 
Quadro 6. Características gerais das principais partículas da fração argila(1) 
 
(1) Adaptada de Brady e Weil (1996) e Resende et (1995) 
* ASE = Área Superficial Específica 
** Para mmolc kg
-1
 multiplique por 10 
*** Valor mínimo. 
 
 
4.3.2.1.Filossilicatos de Alumínio 
 
O Princípio de Coordenação 
 Quando o mineral está se formando, os ânions tendem a se agrupar em torno dos 
cátions, até atingirem o equilíbrio eletrostático. 
 O Silício (Si
+4
), por exemplo, torna-se mais estável quando ligado a quatro átomos 
de Oxigênio (O
-2
), ficando quatro cargas negativas para ligação com outros Si
+4
 (veja 
figura abaixo). 
 Diz-se, então, que o Silício coordena 4 Oxigênios. O número de íons que 
um elemento qualquer coordena é chamado de NÚMERO DE COORDENAÇÃO. O 
número de coordenação do Silício em relação ao Oxigênio é, portanto, 4. Este número 
é função do tamanho relativo dos íons, que é dado pela RELAÇÃO DE RAIOS (RR) 
entre o íon coordenante (neste exemplo o Silício) e o íon coordenado (neste exemplo o 
Oxigênio): 
 Raio iônico do Silício: 0,042 nm 
 Raio iônico do Oxigênio: 0,14 nm 
27 
 
 RR: RSi/RO = 0,042/0,14 = 0,3 
(nm = nanômetro = 10
-9
 m) 
 Para o Magnésio (RMg = 0,056 nm) a Relação de Raios com o Oxigênio (R.R.) é 
igual a 0,47, e o Número de Coordenação - N.C.- mais estável é 6 ou octaédrica. O 
Quadro 7 mostra a RR dos cátions mais comuns em relação ao oxigênio. 
Quadro 7. Relação de Raios dos cátions mais comuns em relação ao ânion oxigênio. 
Íon Raio Iônico 
(nm) 
Relação de Raio 
(Com o 
Oxigênio) 
Número de 
Coordenação 
O
-2 
0,140 - - 
F
- 
0,133 - - 
Cl
-
 0,181 - - 
Si
+4 
0,039 0,278 4 
Al
+3 
0,051 0,364 4,6 
Fe
+3 
0,064 0,457 6 
Mg
+2 
0,066 0,471 6 
Ti
+4 
0,068 0,486 6 
Fe
+2 
0,074 0,529 6 
Mn
+2 
0,080 0,571 6 
Na
+ 
0,097 0,693 6 
Ca
+2 
0,099 0,707 6 
K
+ 
0,133 0,950 6-12 
Ba
+ 
0,134 0,957 6-12 
Rb
+ 
0,147 1,050 6-12 
 
 
28 
 
 
Figura 13. Arranjos atômicos em função do número de coordenação. 
 Nem sempre a coordenação observada corresponde à calculada e mostrada no 
Quadro 7 e Figura 13. A temperatura e a pressão no momento da formação do mineral 
são importantes, especialmente se sua relação de raios estiver entre o limite de duas 
coordenações. O raio iônico também pode variar em função da proximidade de outros 
íons com mesma carga, na estrutura do mineral. Por exemplo, o Alumínio (0,051 nm 
de raio) possui uma relação de raios com o Oxigênio de 0,36, e portanto deveria ter 
coordenação 4, mas é encontrado em coordenação 4 e 6. 
 É comum referir-se à ligação dos íons coordenados como se ocupassem os vértices 
do sólido e o íon coordenante o seu centro. Um exemplo é o TETRAEDRO de Silício, 
que é o sólido geométrico formado quando se toma os Oxigênios como vértices, e da 
mesma forma, o octaedro de Alumínio (Figura 13 e Figura 14). 
 
As Unidades Básicas 
 Os tetraedros de Silício e os octaedros de Alumínio são as UNIDADES BÁSICAS 
de formação dos silicatos de Alumínio. Estas unidades se polimerizam, formando 
LÂMINAS (Figuras 14.e Figura 15). 
29 
 
 Temos então lâminas constituídas por tetraedros de Silício ligados por três vértices, 
formando as lâminas tetraedrais. Estes tetraedros se ligam compartilhando os três 
Oxigênios da base, e por isto estes Oxigênios são chamados de Oxigênios basais 
 
Figura 14. Representações do tetraedros de silício e do octaedro de alumínio. 
 
 O centro destes tetraedros são ocupados predominantemente por Silício. Existe 
ainda as lâminas compostas pela polimerização de octaedros, cujos centros são 
ocupados principalmente por Alumínio (Figura 15). 
 O Alumínio pode ocupar algumas posições no centro dos tetraedros porque ocorre 
em coordenação 4 ou 6. O fato do Alumínio e do Silício predominarem na ocupação 
do centro destas unidades básicas (tetraedros e octaedros) ocorre por seus raios iônicos 
terem coordenação 4 e 6 e também porque são estes os cátions mais abundantes na 
litosfera 9Quadro 7). Entretanto, se no ambiente em que o mineral está se formando há 
presença de outros cátions com uma relação de raio (em relação ao Oxigênio) 
parecida, este outro cátion pode ocupar a posição. Deste modo o Alumínio pode estar 
no centro de alguns tetraedros, e o Magnésio e Ferro em alguns octaedros. 
 Esta substituição de íons nos tetraedros e octaedros é chamada SUBSTITUIÇÃO 
ISOMÓRFICA, e só ocorre quando o mineral está se formando. 
 
 
30 
 
 AS LÂMINAS, AS CAMADAS E OS FILOSSILICATOS 
 Os átomos de Oxigênio que são compartilhados com outros tetraedros na lâmina 
tetraedral são chamados de Oxigênio basais. O átomo de Oxigênio do tetraedro que 
não é compartilhado com seus tetraedros vizinhos é chamado de Oxigênio apical e é 
compartilhado com o octaedro de Alumínio, resultando na união das lâminas. Os 
filossilicatos são construídos a partir da sobreposição sucessiva destas lâminas, que se 
ligam pelo compartilhamento de Oxigênio apicais dos tetraedros com os octaedros, 
conforme mostra a Figura 3.6. 
 Estas camadas se empilham em número variável, e associado à sua extensão, 
determinam o tamanho do cristal e o tipo de mineral filossilicatado. 
 É através do empilhamento das camadas que os filossilicatos se formam. Este é o 
grupo de silicatos que predomina na fração argila dos solos. 
 
Figura 15. Polimerização dos tetraedros de silício e dos octaedros de alumínio para 
formar as camadas 1:1 e 2:1, que por sua vez formam os filossilicatos 1:1 e 2:1. 
Representação poliedral. 
31 
 
 
Principais filossilicatos de alumínio na fração argila dos solos 
4.3.2.2.. FILOSSILICATOS COM CAMADA DO TIPO 1:1 
 A caulinita é o principal argilomineral do tipo 1:1 que ocorre nos solos. Além disto, 
junto com os óxidos de ferro, constituem as partículas minerais mais abundantes na 
maioria dos solos tropicais. Estes minerais são constituídos por uma lâmina tetraedral 
ligada a uma lâmina octaedral, através do compartilhamento dos Oxigênio apicais dos 
tetraedros com os octaedros (Figura 15). As camadas são fortemente unidas porque os 
Oxigênio basais dos tetraedros de uma camada ficam muito próximos dos octaedros da 
camada seguinte (ligações OH-O, ou pontes de hidrogênio). Devido à força desta 
ligação as camadas não se afastam, a superfície específica é baixa (5 m
2
 g
-1
). Não 
ocorre substituições isomórficas em quantidade significativa (ainda é controverso se 
ocorrealguma substituição isomórfica nestes minerais), e a carga negativa 
predominante é dependente do pH, e baixa, 5 a 15 cmolc kg
-1
. 
Figura 15. Estrutura de mineral 1:1 (caulinita).(Representação com esferas) 
32 
 
 A distância basal da caulinita é 0,72 nm. A presença de caulinita reflete um estádio 
intermediário de evolução do solo (monossialitização). 
 As principais características das caulinitas são: 
 Não expansividade (devido às pontes de hidrogênio entre as camadas); 
 Não ocorre substituição isomórfica; 
 Não existe superfície interna, só externa 
 CTC dependente do pH; e 
 1 lâmina de silício e 1 lâmina de Al em cada camada. 
 
4.3.2.3.FILOSSILICATOS COM CAMADAS DO TIPO 2:1 
 São minerais que apresentam as camadas formadas por duas lâminas tetraedrais 
ligadas a uma octaedral (Figura 16). Como as lâminas tetraedrais se ligam à lâmina 
octaedral compartilhando Oxigênio apicais, uma lâmina é invertida em relação é outra. 
 
Figura 16. Estrutura de mineral 2:1, mostrando a substituição isomórfica. 
(Representação com esferas) 
 
33 
 
 Os argilominerais 2:1 possuem características importantes que os diferenciam dos 
1:1: 
 Apresentam Substituição isomórfica; 
 Alta Área Superficial Específica; 
 Alta CTC; 
 A CTC independente do pH predomina; 
 Expansividade (exceções: 2:1HE e Ilita); 
 Superfície interna e externa; e 
 2 lâminas de Si e 1 de Al em cada camada. 
 Estes argilominerais não são estáveis em ambientes quentes e úmidos, com alta taxa 
de lixiviação, como são a maioria dos pedoambientes na região tropical. Assim, a 
presença destes argilominerais em solos destas regiões é pequena, exceto em climas 
áridos ou semiáridos (pouca umidade e lixiviação), em locais mal drenados (acúmulo 
de Si e pouca lixiviação), ou em solos em estádio inicial de formação. 
Tipos de minerais 2:1 
a) Grupo das Esmectitas 
 O principal mineral deste grupo é a Montmorilonita, que sempre apresenta 
substituição isomórfica de Alumínio por Magnésio e Ferro na lâmina octaedral e até 
15% de Silício por Alumínio nos tetraedros. Devido a estas substituições, a maior 
parte de sua carga negativa é independente do pH, ficando entre 80 a 150 cmolc/kg. 
 Como entre uma camada e outra existe o contato dos Oxigênio basais dos tetraedros 
de Silício, a atração entre as camadas é pequena (Forças de Van der Waals) e estas 
camadas podem distanciar-se ou aproximar-se, com a entrada de moléculas de água 
ou cátions hidratados, alterando o espaçamento basal de 1,4 nm para 1,0 nm 
(contração) ou para 2,0 nm (expansão). Também moléculas orgânicas polares (como 
herbicidas, fungicidas, por exemplo) podem ocupar as entrecamadas, formando 
complexos muito estáveis. 
34 
 
 Sua formação exige grande concentração de Cálcio, Magnésio e Silício 
(bissialitização) em solução, sendo as eruptivas básicas o material de origem mais 
comum. 
Figura 17. Representação (com esferas) da estrutura da monmorilonita. 
 
b) Vermiculita 
 Mineral 2:1 originado da transformação de micas, como a biotita. Sua estrutura é 
muito semelhante a das micas, porém não é colapsada pelo íon Potássio (como a 
ILITA) apesar deste ser retido maior força que os outros cátions. O espaçamento basal 
é em torno de 1,4 nm, podendo variar de 1,0 a 1,5 nm. Devido à expansão, a superfície 
interna das entrecamadas fica exposta, aumentando a superfície específica e a CTC, de 
aprox. 160 cmolc/kg, dos quais 156 cmolc/kg são devidos à superfície interna e apenas 
4 cmolc/kg à superfície externa. 
 A vermiculita apresenta maior substituição isomórfica nos tetraedros em relação à 
montmorilonita (que tem maior substituição isomórfica nos octaedros). Este fato faz 
35 
 
com que exista maior proximidade entre a origem da carga (o interior do tetraedro) e a 
superfície. Por isso, as vermiculitas tem mais cargas negativas na camada (maior CTC) 
e menor expansividade que a montmorilonita. 
 
Figura 18. Representação (com esferas) da estrutura da vermiculita 
c) Ilita 
 Este grupo contém os minerais micáceos com espaçamento basal de 1,0 nm, e não 
apresentam expansão. A estrutura é muito parecida com a de micas verdadeiras, mas 
com menor substituição isomórfica, que nestes minerais estão predominantemente na 
lâmina tetraedral, e portanto, muito próximas da superfície. 
 Devido a este fenômeno, íons potássio são retidos nas entrecamadas com mais 
força, resultando no colapso irreversível do mineral, que então, não se expande mais. 
Este fenômeno é conhecido como fixação de Potássio, porque este fica indisponível 
para às plantas. O colapso irreversível também é a explicação para a baixa CTC destes 
minerais, que está em torno de 10 a 15 cmolc/kg. 
36 
 
 
Figura 18. Representação (com esferas) da estrutura da Ilita. As esferas amarelas na 
entrecamada representam íons K
+
. 
d) Minerais 2:1 com hidróxi entrecamadas (2:1 HE) 
 São minerais semelhantes aos 2:1, porém com uma lâmina octaedrica na 
entrecamada. Podem se originar de vermiculitas ou esmectitas, ou ser herdadas do 
material de origem (CLORITAS). A lâmina octaedrica das entrecamadas é fortemente 
retida, bloqueando o acesso à superfície interna, o que diminui a CTC (10 a 40 
cmolc/kg), e não permite a expansão das camadas, fazendo com que o mineral possua 
um espaçamento fixo em 1,4 nm. No solos, geralmente ocorre em condições ácidas, 
onde há a deposição de polímeros de Alumínio nas entrecamadas (Figura 19). 
37 
 
 
Figura 19. Representação (com esferas) da estrutura de um mineral 2:1 HE. 
 
 A deposição dos polímeros de Al nas entrecamadas aumenta a estabilidade destes 
argilominerais, de modo que podem ser detectadas pequenas quantidades mesmo em 
solos muito intemperizados, como os Latossolos. 
 Lâminas de Fe(OH)n também podem se depositar nas entrecamadas, porém são 
muito mais raras. Estes argilominerais sào identificados pela terminação HE (Hidroxi 
Entrecamadas). Assim, uma Esmectita com hidroxi-Al entrecamadas é resumidamente 
grafada como EHE (Esmectita com hicroxi entrecamadas) e a Vermiculita, VHE. 
 
4.3.2.2. Óxidos 
 Por facilidade de comunicação, os óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos do solo são 
chamados, de maneira geral, de óxidos. 
38 
 
 Os óxidos encontrados na fração argila dos solos são formados apenas por lâminas 
octaedrais, já que a maioria dos íons formadores de óxidos, como o Fe, Al, Mn, Ti, Zn, 
etc., possuem número de coordenação 6. 
 Os óxidos mais abundantes na fração argila dos solos são os óxidos de Fe, seguidos 
geralmente pelos óxidos de Al. Estes colóides minerais possuem geralmente estruturas 
mais complexas e com maiores variações que os silicatos. O Mn, por exemplo, pode 
formar óxidos com o Mn+2 até Mn+4, sendo este último o mais freqüente. 
Óxidos de Ferro 
 Nas últimas décadas, muitos estudos foram realizados sobre os óxidos de Ferro. 
 De fato, estes são os óxidos mais abundantes nos solos marrom-avermelhados das 
regiões tropicais, e quando em altas concentrações na fração argila (~ 20 %) indicam 
solos bastantes intemperizados. 
 O ferro existente no solo é originado principalmente da decomposição de minerais 
primários (como piroxênios e anfibólios) de rochas magmáticas básicas, (por exemplo: 
basalto). O íons ferro pode ocorrer em dois estados de oxidação: o ferro reduzido, ou 
íon ferroso, Fe+2, cuja solubilidade em água é bem maior que o ferro oxidado, ou íon 
férrico, Fe+3. Este fato é um importante indicativo das condições ambiente pretéritas 
e presentes do solo, como se verá nas aulas de fatores e processos de formação de solo. 
 O ferro que é liberado dos minerais primários pode ser incorporado na estrutura deminerais de argila silicatados que estejam se formando, através de substituições 
isomórficas; pode ser complexado pela matéria orgânica; pode ser retirado do perfil 
(lixiviação) se estiver no estado reduzido, mais solúvel; pode ser absorvido por 
vegetais que estejam se desenvolvendo no local e pode ainda precipitar-se como óxido 
de ferro, principalmente o íon férrico, de baixa solubilidade. 
 A presença dos diferentes tipos de óxido de ferro no solo tem recebido muita 
atenção porque possuem grande efeito pigmentante no solo, afetando a morfologia; e 
sua alta ASE, associado à sua capacidade de recobrimento de outros minerais, em 
muito afetam o comportamento do solo, especialmente na dinâmica de nutrientes, na 
agregação, na cimentação, ocorrência de mosqueados, plintita etc.. 
39 
 
 
Figura 20. Cores de alguns dos óxidos de ferro em seu estado puro. 
 Outra característica importante é sua capacidade de retenção de ânions, importante 
para nutrientes sob a forma aniônica, como o fósforo. Os óxido de ferro são 
pedogênicos (tem sua formação concomitante à formação do solo), à exceção da 
magnetita, geralmente herdada do material de origem de magmáticas básicas, mas que 
se concentra na fração areia. Devido à esta pedogênese, a estrutura cristalina destes 
minerais é muito afetada pelas condições ambiente (entrada de outros íons na 
estrutura, deformações espaciais e elétricas, etc.). 
40 
 
 Goethita (.FeOOH) 
 É a forma mineral de FeIII (íon férrico ou Ferro oxidado) mais freqüente em solos, 
porque é a mais estável sob a maioria das condições pedogenéticas. Ocorre em quase 
todas as regiões e climas, podendo associar-se Hematita. Dá coloração BRUNA (do 
inglês BROWN = marrom) a AMARELADA aos solos. 
 
Figura 21. Estrutura da Goethita. 
 Hematita (.Fe2O3) 
 É o segundo óxido de Ferro mais freqüente em solos, principalmente nos mais 
antigos e/ou intemperizados, isolado ou associado com goethita. É característica de 
climas quentes e úmidos, com alto poder pigmentante: tendo coloração VERMELHA, 
sua presença em 1% dá esta cor ao solo, mesmo que a goethita esteja em maior 
concentração. 
 
41 
 
 
 Magnetita (Fe3O4) 
 É mineral primário, herdado de material de origem de magmatismo básico, 
concentrando-se na fração areia fina. Tem propriedades magnéticas e sua presença 
pode ser detectada com o uso de imã. Possui coloração PRETA. 
 
 Maghemita (.Fe2O3) 
 É um óxido de Ferro comum em solos altamente intemperizados de climas 
tropicais, mas pode ocorrer em algumas situações em regiões temperadas. É a 
combinação dos nomes dos minerais magnetita (porque ambos tem sistema cristalino 
cúbico e são magnéticos) e da hematita (porque tem a mesma composição química). 
 
 Lepidocrocita (.FeOOH) 
 Ocorre com menor freqüência em solos que a goethita e a hematita, associada a 
ambientes onde existe a possibilidade de precipitação de FeII (bivalente, ou reduzido), 
ou seja, ambientes hidromórficos (com excesso de água e falta de oxigênio). Ocorre 
em bandas e mosqueados (formas de concentração de Fe no perfil de solo), com 
freqüência associada à goethita. 
 
 Ferrihidrita Fe5HO8.4H2O ou Fe5(O4H3)3 
 Típica de ambientes onde ocorre a movimentação de FeII, que quando rapidamente 
oxidados, levam à sua formação. É o mineral precursor da goethita e hematita. 
 
 
 
 
42 
 
Óxidos de Alumínio 
 
 Gibbsita Al(OH)3 
 É o óxido de Alumínio mais freqüente em solos, sendo sua estrutura composta pela 
ligação de lâminas octaedrais de alumínio. Desempenha um papel importante na 
formação de agregados, em função de sua cristalinidade, sendo os óxido amorfos mais 
eficientes na agregação. 
 
 
 
 
Figura 22. Estrutura da Gibbsita. 
 
43 
 
 
5. CARGAS ELÉTRICAS NAS PARTÍCULAS DA FRAÇÃO 
ARGILA DO SOLO 
 As estruturas dos minerais do solo não são perfeitas. Existem falhas, distorções e 
substituições. Estes defeitos cristalinos geralmente resultam em desbalanços nas cargas 
elétricas da estrutura dos minerais. 
 Para os minerais das frações mais grosseiras, como areia e silte, estes 
desbalanços não se manifestam facilmente na superfície, porque estes minerais possuem 
pequena baixa área superficial específica (ASE). Além disso, como os minerais destas 
frações são litogênicos, isto é, herdados da rocha, sua cristalinidade é melhor, ou seja, 
possuem menos defeitos. 
 Os minerais encontrados na fração argila dos solos porém, são pedogênicos, ou 
seja, são formados durante o próprio processo de formação do solo, e por isto 
apresentam maior proporção de defeitos e substituições. Além disto, seu tamanho muito 
pequeno resulta em alta ASE, o que por sua vez permite que os desbalanços elétricos da 
estrutura se manifestem na superfície. 
 Fenômeno semelhante ocorre com as estruturas orgânicas que sofrem 
transformações até atingirem o tamanho coloidal, isto é, os colóides orgânicos. 
 Então os solos possuem cargas elétricas em sua fração argila (mineral e 
orgânica). 
 Estas cargas elétricas são fundamentais para o desenvolvimento das plantas, uma 
vez que possuem capacidade para adsorver cátions e ânions essenciais ao 
desenvolvimento dos vegetais, e que de outra maneira seriam levados pela água que 
atravessa o solo durante as chuvas (este processo chama-se lixiviação). Deste modo, o 
solo, especialmente sua fração argila, funciona como um reservatório de nutrientes para 
as plantas. Por isto, alguns pesquisadores admitem que o aparecimento das cargas 
elétricas no solo é o segundo fenômeno mais importante para a evolução das formas de 
vida no planeta (o mais importante é a fotossíntese). Sem este reservatório de nutrientes, 
os vegetais que primeiro avançaram do mar para o ambiente terrestre não teriam de 
onde retirar os nutrientes para seu sustento. 
 Não se deve, porém, imaginar que esta é a única função do solo para o 
desenvolvimento das plantas. Como será visto, o solo possui ainda muitas outras 
funções, como reservatório de água, meio de sustentação, reservatório térmico, etc. 
 ORIGENS DAS CARGAS NEGATIVAS 
 O entendimento do fenômeno da origem das cargas é de muita importância para 
conhecer o comportamento do solo. A medida destas cargas negativas é chamada de 
CAPACIDADE DE TROCA DE CÁTIONS - CTC, cuja unidade é o milimol carga por 
44 
 
decímetro cúbico (mmolc dm
-3
) ou, às vezes, centimol de carga por quilograma de solo 
(Cmolc
 
Kg
-1
). 
 Estas cargas se originam por dois mecanismos: 
SUBSTITUIÇÃO ISOMÓRFICA 
Elementos podem substituir o Alumínio e o Silício nas estruturas cristalinas 
básicas dos argilominerais, que são os tetraedros e os octaedros. As substituições mais 
comuns são do Silício (Si
+4
) por Alumínio (Al
+3
) no tetraedro, e de Alumínio (Al
+3
) por 
Magnésio (Mg
+2
) ou Ferro (Fe
+2
, íon ferroso, isto é, ferro reduzido) nos octaedros. 
 Como se pode perceber, os cátions que substituem tem menor valência que os 
que são substituídos, o que gera excesso de carga negativa, como mostrado na Figura 
24. 
 
 
Figura 24. Substituição isomórfica de Si
+4
 (esferas vermelhas) por Al
+3
 (esferas azul 
escuro) nos tetraedros, e de Al
+3
 por Mg
+2
 (esferas verdes) nos octaedros. 
 
45 
 
 Se este excesso de carga negativa ocorre na superfície do mineral, pode 
então atrair cátions da fase líquida do solo. Este fenômeno de adsorção, isto é, a ligação 
FRACA e REVERSÍVEL de íons da fase líquida na fase sólida é a CTC. É natural, 
então, que as partículas com grande ASE apresentem maior CTC. De fato, a CTC só é 
significativa nas partículas da fração argila. 
 Este tipo de carga negativanão depende do pH porque tem sua origem na 
estrutura do mineral, e por isso é chamada CTC independente do pH, ou CTC 
permanente. 
 
DISSOCIAÇÃO DE RADICAIS OH 
 Os argilominerais apresentam radicais OH expostos nas arestas das partículas, 
que com aumento do pH (diminuição da atividade de hidrogênio) do meio, tendem a se 
desligar e ir para a solução, liberando cargas negativas. Como o surgimento destas 
cargas depende do pH, este tipo de carga negativa é chamada de CTC dependente do 
pH, ou CTC variável. Se o pH diminui, íons H se ligam às cargas negativas bloqueando-
as (Figura 25). 
 Este tipo de carga negativa é o que predomina em solos tropicais. 
 
Figura 25. Esquema da formação de cargas dependentes do pH. 
Resumo 
CTC variável CTC permanente 
Ocorre em todos os colóides da fração 
argila do solo (minerais e orgânicos) 
Ocorre apenas nos filossilicatos 2:! 
Origina-se da dissociação de radicais OH 
nas arestas daspartículas 
Origina-se da substituição isomórfica por 
um elemento de carga menor (geralmente 
Si
+4
 por Al
+3
 nos tetraedros e Al
+3
 por Fe
+2
 
ou Mg
+2
 nos octaedros) 
Aumenta com o aumento dos valores de 
pH 
Não varia com o pH* 
 
*Observe que, como os filossilicatos 2:1 possuem CTC permanente E CTC variável, 
haverá um pequeno aumento de CTC nestes minerais com o aumento do pH. Estima-se 
que a CTC variável corresponda a 10-15% da CTC total dos minerais 2:1. 
 
46 
 
 
Bibliografia Citada 
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Resende, M.; Curi, N., and Santana, D. P. Pedologia e fertilidade do solo: interações e 
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Suguio, K and Suzuki, U. A evolução geológica da Terra e a fragilidade da vida. São 
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São Paulo: Oficina de Textos; 2000. 558p. 
Azevedo, A. C. de, 
 
Melo, V. de F. e Alleoni, L. R. F. (Ed.) Química e Mineralogia do solo. Parte I- 
Conceitos Básicos (695 p.). Sociedade Brasileira de Ciência do Solo. 2009. 2 volumes. 
Recomendo particularmente o capitulo abaixo (Capitulo V). 
Kampf, N.; Curi, N. e Marques, J. J. Intemperismo e ocorrência de minerais no 
ambiente do solo.