Solos - Origem Componentes E Organização.

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Solos - Origem, Componentes e Organização. 
 
1 - INTRODUÇÃO 3 
1.1. Concepção de solo 3 
1.2. O solo e a rocha 3 
1.3. A ciência do solo 4 
1.4. Minerais do solo 5 
1.5. Estrutura dos silicatos 7 
2 - GÊNESE DE SOLOS 14 
2.1. Conceito 14 
2.2. Intemperismo 14 
2.2.1. Introdução 14 
2.2.2. Definições de lntemperismo 14 
2.2.3. lntemperismo Físico 15 
2.2.4. Intemperismo Químico 15 
2.2.5. Relação da estrutura mineral com o intemperismo e índice de intemperismo 2 
2.3. Minerais argilosos e relacionados 25 
2.3.1. Estudo das famílias mais Iimportantes de argilas e minerais relacionados 26 
2.3.2. Propriedades das argilas 37 
2.3.3. Sequência de intemperização em minerais de tamanho da argila 45 
3 - FATORES DE FORMAÇÃO DE SOLOS 48 
3.1. Material de origem 49 
3.2. Tempo 53 
3.3. Clima 57 
3.3.1. Temperatura 58 
3.3.2. Precipitação e evapotranspiração 59 
3.3.3. Ventos 60 
3.4. Relevo 60 
3.5. Organismos 64 
2 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS .................................................................................. 68 
1 - INTRODUÇÃO 
1.1. Concepção de solo 
O solo ocupa a parte mais externa do Globo terrestre, na posição de contato com as massas 
gasosas e líquidas. E ao mesmo tempo uma região de transição dos três estados da matéria e 
um regulador da manifestação de propriedades de sólidos, de líquidos e de gases. 
O solo não apresenta apenas, mera mistura de valores fragmentados e matéria orgânica em 
vários estágios de decomposição e de mineralização. É na realidade, um pouco, mais do que 
os conhecimentos disponíveis permitem visualizar: representa um conjunto de fenômenos 
naturais ainda mal percebidos pelos recursos atuais, disponíveis à investigação. 
Quando se caracteriza o solo, claramente se percebe, tratar-se de uma parte bem organizada 
da natureza, ajustada a múltiplas funções de um equilíbrio dinâmico. Aquele que se aproxima 
do solo verifica ser ele um corpo natural, independente e dinâmico, adquirindo propriedades ou 
características variáveis com a natureza, intensidade e extensão das forças que sobre ele 
atuam. 
Na parte superior do corpo do solo, às proximidades da interface sólido-gás, desenvolve-se 
uma biologia, caracterizada pela presença de formas desde as mais primitivas, a seres 
altamente organizados, os quais, exercitando demolições e sínteses, concorrem para a 
manifestação de importantes atributos que interessam à vegetais e animais superiores. 
1.2. O solo e a rocha 
A importância da rocha na formação do solo é conhecida já de algum tempo. Nos meados do 
século passado cientistas europeus como Thaer (1853), Fallou (1862), Richthofen (1866), 
propuseram sistemas de classificação de solos com base na geologia e na composição 
mineralógica do material que lhes deu origem. 
A maior ênfase ao material de origem como fator de formação de solos, entretanto, foi dada 
pelo grande cientista russo pioneiro da pedologia moderna, Dokuchaev (1883), e pelos seus 
discípulos Glinka e Sibirtsev. 
MARBUT (1935), foi quem introduziu os conceitos desses cientistas no ocidente, traduzindo as 
obras de Glinka. A partir de então, o solo passou a ser caracterizado como a camada mais 
externa da crosta terrestre, não consolidada, com espessura variável e diferindo do material 
que o sustenta em cor, estrutura, constituição física, composição química, mineralógica e em 
propriedades. 
O solo pode ser considerado, em última análise, como sendo uma assembléia de minerais em 
íntima coexistência e em contato próximo um do outro. Estes minerais podem sofrer as mais 
diversas transformações, na rocha ou no próprio solo. Estas transformações dos minerais 
aliadas ao transporte, adição e remoção de materiais do perfil deram origem aos mais diversos 
solos. Ou ainda como, "um corpo natural, composto de materiais minerais e orgânicos, situados 
à superfície da terra, onde as plantas se desenvolvem". 
O solo se distingue das formações ou produtos rochosos da superfície terrestre por certas 
características, dentre as quais podemos destacar: 
a) Tipos climáticos 
Observa-se que a natureza das formações geológicas, independe do clima. O mesmo não 
acontece com os solos, pois certos grupos bem definidos resultam do clima e são 
independentes da natureza, constituição e propriedades da rocha formadora de material de 
origem sobre o qual eles se desenvolveram. Nota-se que o mesmo derrame de eruptivas 
básicas no Rio Grande do Sul ou em São Paulo, fornece material de origem para solos 
diferentes, porque diferentes são os ambientes climáticos em que se encontram. Sob idênticas 
condições de clima, rochas diferentes podem originar solos semelhantes. 
b) Diferenciação de horizontes 
De maneira geral, solo se apresenta, com camadas morfologicamente diferenciadas, 
denominadas horizontes. O grau de diferenciação reflete a intensidade e a extensão de 
processos, mecanismos ou reações de gênese. Um depósito de material rochoso não 
consolidado, não exibe esses sinais da presença e ação dos fatores de gênese. 
c) Relações biológicas 
As rochas não têm nenhuma relação com as manifestações de vida à superfície do globo 
terrestre, se não através de alguns dos seus constituintes mais resistentes. O solo reflete e 
guarda estreitas relações com a vida de animais e plantas, sendo recíprocas as influências 
existentes. 
1.3. A ciência do solo 
A Ciência do solo é o estudo pelas suas características físicas, químicas coloidais e biológicas, 
integradas em noções de gênese, definidas em termos morfológicos e analíticos. 
As características morfológicas impressas no corpo do solo pelos processos de gênese, são 
acessíveis à observação, mediante cuidadoso exame das partes constituintes do perfil do solo. 
Esse exame ou descrição morfológica, auxiliado pela confirmação analítica, identifica o efeito 
observado com as suas causas determinantes, possibilitando o estabelecimento de 
interpretações destinadas à eleição das modalidades de utilização, de manejo e de 
conservação do solo. 
A Figura 1.1. apresenta uma disposição esquemática, com o intuito de elucidar as etapas 
seguidas pela conquista dos conhecimentos em Ciência do Solo, dirigidos a uma interpretação 
científico-utilitária do solo. Tais conhecimentos são organizados pela classificação dos solos. 
 
Figura 1.1. Representação esquemática das etapas e setores abrangidos pela Ciência do Solo. 
1.4. Minerais do solo 
Os minerais são substâncias naturais provenientes de processos inorgânicos definidos e 
apresentando composição da qual participa um ou mais elementos químicos. 
As rochas se constituem de um ou da reunião de dois ou mais minerais. O número de minerais 
conhecidos é muito grande, contudo, poucas são as espécies presentes na maioria das rochas, 
particularmente nas rochas ígneas. 
Os minerais de rochas e aqueles constituindo o material de formação de solos podem ser 
divididos em dois grupos: primários e secundários. Não obstante, é necessário dar ênfase ao 
número relativamente pequeno de minerais primários constituintes das rochas ígneas, através 
dos quais se originam grupos numerosos de minerais secundários. 
Entre os minerais primários deve ser ressaltado o conhecimento dos silicatos, por constituírem 
o maior número das espécies presentes em rochas ígneas e na maioria dos solos. 
Tabela 1.1. Composição Mineralógica média das rochas ígneas (RANKANA e SAHAMA, 1954). 
Quartzo 12,4% 
Feldspatos alcalinos 31,0% 
Feldspatos plagioclásios 29,2% 
Piroxênios 12,0% 
Hornblenda 1,7% 
Biotita 3,8% 
Muscovita 1,4% 
Olivina 2,6% 
Nefelina 0,3% 
Apatita 0,6% 
Minerais de metais pesados 4,1% 
A proporção dos minerais primários nos solos é dependente do seu conteúdo nas rochasmatrizes, de sua resistência ao intemperismo bem como da intensidade desse processo. 
Depende, ainda, da sua granulometria no material matriz que deu origem ao solo. 
As proporções aproximadas das espécies minerais, expostas ao intemperismo podem ser 
observadas na Tabela 1.2., e os oito elementos mais comuns na crosta terrestre, podem ser 
vistos na Tabela 1.3. 
Feldspato 30% 
Quartzo 28% 
Minerais de argila e mica 18% 
Calcita e dolomita 9% 
Óxidos de ferro 4% 
Piroxênio e Anfibólio 1% 
Tabela 1.2. Proporções aproximadas das espécies minerais expostas ao intemperismo. Outros 
10% 
Tabela 1.3. Elementos mais comuns da crosta terrestre. 
O 46,40 93,7 
Si 27,72 0,86 
AI 8,13 0,47 
Fe 5,0 0,43 
Mg 2,09 0,29 
Ca 3,63 1,03 
Na 2,83 1,32 
K 2,59 1,83 
Elementos Peso % Volume % 
De acordo com a Tabela 1.3., observa-se com nitidez que na composição da crosta terrestre e, 
obviamente do material rochoso, há uma dominância dos elementos Alumínio (AI), Silício (Si) e 
Oxigênio (O). Assim, pode-se idealizar a crosta terrestre e, conseqüentemente o material 
rochoso como uma armação de íons oxigênio unidos, formando configurações por vezes 
complexas, pelos íons silício e alumínio. Os espaços são preenchidos pelos demais íons dos 
elementos componentes, dando os mais diversos minerais. Portanto, é de se esperar que os 
mais abundantes serão aqueles compostos que contenham Si ligado ao O. 
1.5. Estrutura dos silicatos 
Estes corpos conforme visto anteriormente se denominam silicatos e aluminossilicatos de Fe, 
MG, Ca, Na e K, que pela ação do intemperismo dão origem aos solos, tornando-se assim 
elementos importantes ao nosso estudo. Na realidade, todos os cátions que aparecem na 
Tabela 1.3., e muitos outros cátions presentes em quantidades menores na crosta terrestre, 
existem também em algumas espécies de silicatos. Os cátions que se encontram em um 
determinado silicato dependem em grande parte da estrutura atômica do mineral. 
Similarmente, a susceptibilidade do mineral à intemperização será também em função da 
estrutura atômica. 
Sabe-se que a base de sustentação dos silicatos é o tetraedro de silício. (SiO4)-4. 
A estrutura real que se forma dependerá da maneira como estas unidades estão ligadas entre 
si. Os tetraedros de SiO4 podem existir como unidades independentes (estão unidos por 
cátions), ou os quatro oxigênios podem estar ligados com outros íons silício para formar 
cadeias, anéis ou estruturas reticulares. 
A estrutura cristalina dependerá assim do número relativo unidades que a integra, além de 
seus tamanhos e propriedades de polarização. As estruturas se fundamentam no fato de estar 
cada íon de silício rodeado por quatro íons de oxigênio. As forças repulsivas entre órbitas de 
igual magnitude de carga determinam a colocação dos átomos de vértices de oxigênio nos 
vértices de um tetraedro tendo no centro o silício. (Figura 1.2.). 
 
Figura 1.2. Tetraedro de silício, unidade estrutural básica dos nesossilicatos (SiO4)-4, 
Nesossilicatos: (neso = ilha, tetraedros isolados) 
Estes minerais estão formados por unidades independentes de SiO4 ligadas por cátions 
divalentes. A olivina é o mais comum destes minerais tendo por fórmula (Mg, Fe)2 SiO4. 
As olivinas são minerais de cor verde que integram uma série isomórfica com forsterita (Mg2 
SiO4) e fayalita (Fe2 SiO4) como espécies, finais. 
As olivinas mais comuns são mais ricas em magnésio que em ferro (Dana, 1960), apresentam 
uma exfoliação pobremente desenvolvida (Figura 1.2.). 
Sorossilicatos: 
(Soros = grupo) (tetraedros duplos) 
Esta estrutura se forma quando um oxigênio se une a 2 (dois) tetraedros formando- se uma 
unidade estrutural Si2O7. Os exemplos mais comuns são a Hemimorfita: Zn4Si2O7(OH)2H2O 
e a Melilita = Ca2Mg Si2O7 que através de coordenações variadas mantém unidos os grupos 
Si2O7 = = =. (Não são comuns em solos os minerais deste tipo) 
(Figura 1.3.). 
 
Figura 1.3. Tetraedros compartilhando um oxigênio comum (sorossilicatos)-(Si2O7)-6 
Inossilicatos (inos = fio) a) Cadeia Simples 
Esta estrutura característica dos piroxênios, compreende o enlace de dois oxigênios de cada 
tetraedro para formar uma cadeia simples e comprida. Unidades 
As cadeias podem permanecer ligadas por Mg + + como no caso da Enstatita 
(MgSiO3) ou por Mg + + ou Fe + + como no caso da Hiperstênio (Mg Fe) SiO3. A augita é o 
mineral mais comum deste grupo, cuja fórmula é: Ca(Mg, Fe, Al) (SiAI)2O6. 
Os piroxênios estão geralmente representados nos solos pela augita, mineral ferromagnesiano 
escuro comum em basaltos e outras rochas ígneas básicas (Figura 1.4.). 
 
Figura.1.4. Inossilicatos de cadeia simples (SiO3)n -2 
Ciclossilicatos 
Anéis de 3, 4 ou 6 tetraedros (SiO3) ou grupos Si6O18 
Estas estruturas são similares às cadeias simples, exceto que aqui as cadelas estão fechadas 
em forma de círculo, de tal maneira que os tetraedros se colocam formando anéis hexagonais. 
Os anéis são de 3, 4 ou 6 tetraedros com as fórmulas básicas: Si3O9, Si4O12 e Si6O18 
respectivamente. O anel Si6O18 é o retículo básico das estruturas dos minerais mais comuns e 
importantes: berilo – Be3Al2(SiO3)6; turmalina – 
Na(Mg, Fe)3 Al6 (BO3). Os ciclossilicatos mais comuns são relativamente mais resistentes à 
alteração e persistem nas rochas secundárias. 
b) Cadeia Dupla 
Caracterizam esta estrutura os anfibólios e se forma mediante a condenação de duas cadeias 
simples, de modo que se unam por meio de 2,5 oxigênios para cada tetraedro (Figura 1.5.). A 
unidade básica é (Si4O11)n -6. A hornblenda (NaCa)2 (Mg, Fe, 
Al)5 (SiAl)4O11 é um dos minerais mais abundantes deste grupo dos anfibólios que se 
encontram nas rochas. 
A composição dos anfibólios pode representar-se por uma série isomórfica com tremolita, 
Ca2Mg5(Si4O11)2(OH)2 e actinolita, Ca2Fe5(Si4O11)2(OH)2 nos extremos (representados 
nas rochas metamórficas). Tremolita se apresenta geralmente em dolomitas metamórficas. 
Hornblenda está altamente distribuída nas rochas ígneas desde a sianita e granito até gabro e 
em rochas metamórficas (gneiss, anfibolitos, etc.). 
Os inossilicatos apresentam exfoliação em duas direções paralelas às cadelas de tetraedros. 
Esta exfoliação debilita a estrutura e facilita sua alteração. 
 
Figura 1.5. Inossilicato de Cadeia Dupla – (Si4O11)n -6 . 
Filossilicatos: 
Grupo (Si4O10)n -4 (Silicatos laminares) 
Apresentam estrutura em lâminas onde 3 oxigênios de cada tetraedro são compartilhados com 
os tetraedros adjacentes (Figura 1.6.). A maioria dos argilo-minerais pertencem a este grupo. 
 
Figura 1.6. Filossilicatos ou silicatos laminares (Si4O10)n -4 
Os silicatos laminares são formados quando os íons em coordenação octaédrica se unem aos 
oxigênios apicais de uma lâmina de tetraedros. 
Se os íons em coordenação octaédrica se unem aos oxigênios apicais de duas lâminas de 
tetraedros, formarão os silicatos laminares 2:1; as relações (1:1 e 2:1) se referem ao número 
de camadas de cátions em coordenação tetraédrica em relação ao número de camadas de 
cátions em coordenação octaédrica. Se entre as lâminas dos silicatos laminares 2:1, se 
introduz uma dupla camada de hidróxidos unidos por cátions em coordenação octaédrica se 
formam as estruturas 2:2. 
O termo mineral trioctaedral se aplica quando o íon central for Mg2+ ou Fe2+: todas as 
posições possíveis são tomadas para o equilíbrio da estrutura (Figura 1.7.). Quando o Al3+ 
ocupa a posição central, somente 2/3 das posições possíveis são tomadas pelo mesmo para o 
equilíbrio da estrutura. Neste caso, o mineral é chamado de dioctaedral. (Figura 1.8.). 
 
Figura 1.7. Exemplo de mineral trioctaedral. 
 
Figura 1.8. Exemplo de mineral dioctaedral (GRIM, 1952).Tectossilicatos: (tectos = armação) (silicatos reticulares) 
Estruturalmente, representam o mais elevado grau de polimerização dos silicatos. 
Os tetraedros SiO4 ligam-se em uma trama tridimensional em que dada tetraedro tem todos os 
íons O compartilhados com tetraedros vizinhos. (Figura 1.9.). A composição básica é SiO2. Os 
exemplos mais comuns são o quartzo, feldspatos e feldspatoides. 
O quartzo, SiO2, é constituído por tetraedros SiO4 não substituídos, No momento em que o 
AI+3 substitui o Si+4 nos tetraedros, provoca um déficit de carga que é neutralizado no interior 
da estrutura por K +, Na + ou Ca + + dando conseqüentemente a formação dos feldspatos. 
 
Figura 1.9. Representação esquemática da estrutura de tectossilicatos de composição SiO2. 
Os feldspatos plagioclásios, podem se considerar como uma série de substituição isomorfa 
com albita e anortita como membros extremos, Esta série ajustada de acordo com o conteúdo 
crescente de cálcio é: albita - oligoclásio - andesita - labradorita - bytownita - anortita. 
2 - GÊNESE DE SOLOS 
2.1. Conceito 
O solo pode ser considerado como a resultante da ação conjunta dos agentes intempéricos 
sobre os restos minerais depositados e enriquecidos de detritos orgânicos. A sua formação tem 
início no momento em que as rochas entram em contato com o meio ambiente e começam a 
sofrer transformações. Com a intensidade que é função do meio, a rocha e seus minerais são 
submetidos a ação dos agentes do intemperismo, em que os fragmentos providos de tais 
rochas vão ficando cada vez menores e se acumulando nas encostas, baixadas ou mesmo 
sobre o próprio material de origem. Dessa maneira, é sobre este material geológico que se 
desenvolve o verdadeiro solo, resultante da ação de forças pedogenéticas. 
O que deve ser ressaltado é que para a ciência do solo, a importância do intemperismo decorre 
não apenas de sua ação destruidora, mas principalmente de sua ação criadora, formadora do 
solo. Daí ser o intemperismo o processo geológico mais importante e chegado à vida do 
homem. 
2.2. Intemperismo 
O intemperismo é um dos capítulos da mineralogia de solos que mais tem contribuído para o 
conhecimento das transformações das rochas concluindo com a formação dos solos, podendo 
mesmo com sua ajuda entender os mecanismos atuantes sobre este meio. 
A intensidade do intemperismo é altamente dependente de numerosos fatores os quais incluem 
tamanho das partículas constituintes as rochas, permeabilidade do manto rochoso, posição do 
nível freático, temperatura da rocha, composição e quantidade de água subterrânea, oxigênio e 
outras fases no sistema, macro e microflora presente e solubilidade relativa da rocha exposta. 
Devido a esta complexidade de fatores que afetam este processo, os produtos resultantes 
variam consideravelmente entre lugares não muito distantes. 
2.2.2. Definições de lntemperismo 
O lntemperismo tem sido definido de várias maneiras "fracionamento das rochas", 
"decomposição e alteração das rochas", "colápso da rocha", "deterioração da rocha", etc. No 
entanto, uma definição mais detalhada é dada por REICHE (1943) "Intemperismo é a resposta 
dos materiais que estavam em equilíbrio no interior da litosfera às condições no contato ou 
próxima ao seu contato com a atmosfera, hidrosfera e ainda da biosfera”. 
Com a finalidade de estudar o processo mais detalhadamente, é, necessário diferenciá-lo em 
duas partes: lntemperismo físico e lntemperismo químico; no entanto deve ser ressaltado que- 
tanto um como o outro atuam de maneira simultânea, sendo impossível separá-los como tais 
na natureza. 
Aqui deve ser feito uma diferenciação entre intemperismo e diagênese. De uma maneira geral 
o produto do intemperismo é acompanhado no processo sedimentológico, pelo transporte de 
material decomposto, deposição deste material e diagênese. 
O intemperismo normalmente diz respeito a decomposição de materiais, ao passo que a 
diagênese à formação de outros materiais a partir dos produtos decompostos pelo primeiro 
processo. 
2.2.3. lntemperismo Físico 
Visando a parte didática, tanto o processo físico como o químico serão tratados distintamente. 
Assim, a intemperização física ou desintegração, envolve processos de subdivisão de massa 
rochosa em unidades menores por meios mecânicos. É a modificação de forma e tamanho das 
massas rochosas e dos minerais, sem haver alteração na composição química dos mesmos. 
2.2.4. Intemperismo Químico 
A intemperização química ou decomposição, atua modificando a composição química da rocha 
e dos minerais. 
Levando-se em conta o estudo da formação do solo, o intemperismo químico é de maior 
importância que a alteração física, isto porque, proporciona ao mesmo capacidade de nutrir os 
vegetais. 
Há vários processos envolvidos no intemperismo químico de rochas comuns e minerais, tais 
como: 
(Hidrólise) 
A hidrólise é uma reação de dupla decomposição apresentada pela troca de componentes, H e 
OH da água e os elementos de uma rocha ou mineral. 
É o processo mais importante de intemperismo químico, principalmente dos silicatos comuns e 
minerais aluminossilicatos. A equação geral de hidrólise de um silicato é: 
c I aq aq aq aq aq 
Silicato + H2O + H2CO3 = Cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4 c = espécie cristalina I = líquido 
aq = espécie aquosa 
A equação geral para um aluminossilicato é: 
c I aq c aq aq aq aq 
Aluminossilicato + H2O + H2CO3 = mineral de argila + Cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4 
O ácido que é mostrado na reação é o H2CO3. Outros ácidos, tais como aqueles resultantes 
da decomposição de matéria orgânica são também importantes como fonte de 
Hidrogênio. Os produtos comuns da hidrólise são H4SiO4, HCO-3 , OH-, juntamente com 
minerais de argila se o alumínio está presente na decomposição dos minerais e se são 
encontradas condições químicas, Mais detalhes de equações de intemperismo são dados na 
Tabela 2.1. 
Os cátions resultantes das reações de intemperismo, podem ficar no solo, como integrante da 
rede cristalina dos minerais de argila, ou como íons trocáveis absorvidos na superfície das 
partículas coloidais. Alguns cátions podem ser removidos do sistema juntamente com o HCO-3 
por intermédio da água percolante, ou ainda ser absorvido pelo vegetal e voltar ao solo pela 
ciclagem. 
A reação de hidrólise, é demonstrada pulverizando, fragmento de mineral em água destilada, e 
medindo-se pH da suspensão. O quartzo quando pulverizado em água hidrolisa-se para um pH 
6 a7, mas os feldspatos se hidrolisam para dar um pH 8 a 10, os piroxênios 8 a 1 os anfibólios 
e feldspatoides 10 a 1. Estes valores de pH são de tal forma estáveis, que STEVENS e 
CARRON propuseram a identificação de minerais pelo método por eles denominado de "pH de 
abrasão". A Tabela 2.2. mostra valores de pH de abrasão para alguns minerais comuns. 
Tabela 2. 1. Equações representando a hidrólise de ortoclásio e albita com vários minerais de 
argila (BIRKELAND, 1974). 
2KAISi3O8 + 2H+ + 9H2O  H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2K+ 
(ortoclásio) aq l  (Caolinita) aq aq 
c (c) 
3KAlSi3O8 + 2H+ + 12H2O  KAl3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K+ 
(ortoclásio) aq l  (ilita) aq aq aq 
c c 
2NaAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O  H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2Na+ 
(albita) aq l  (Caolinita) aq aq 
c c 
8NaAISi3O8 + 6H + 28H2O  3Na0,66Al2,66Si3,33O10(OH)2+14H4SiO4+6Na+ 
(albita) aq l  (montmorilonita) aq aq 
c c 
Mineral Fórmula “pH de abrasão" 
Tabela 2.2. Valores de pH de abrasão para minerais comuns. 
Olivina (MgFe)2 SiO4 10;1 
Augita Ca(Mg, Fe, AI) (AI, Si)2)6 10 
Albita NaAlSi3O8 9;10 
Oligoclásio Ab90-70 An10-30 8;9 
Labradorita Ab50-30 An50-70 8;9 
Biotita K(Mg, Fe) AlSi3O10 (OH)2 8;9 
Anortita CaAI2Si2O8 8 
Hyperstênio (Mg, Fe)2Si2O68 
Muscovita KAl3Si3O10(OH)2 7;8 
Ortoclásio KAlSi3O8 8 
Montmorilonita (AI2Mg3) Si4O10 (OH)2 nH2O 6;7 
Haloisita AI2Si2O5 (OH)4 6 
Caolinita AI2Si2O5 5;7 
Silicatos Hornblenda Ca2 Na(Mg, Fe)4 (Al, Fe, Ti)3 . Si6O22(O,OH)2 10 
Bohemita AIO(OH) 6;7 
Gibbsita AI(OH)3 6;7 
Quartzo SiO2 6;7 
Hematita Fe2O3 6 
Óxidos 
Dolomita CaMg(CO3)2 9;10 
Carbonatos Calcita CaCO3 8 a) Efeito do pH sobre a solubilidade da alumina (AI2O3), sílica 
(SiO2) e ferro (Fe2O3). 
O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 está representado na Figura 2.1., 
KELLER (1968). 
 
Figura 2.1. Solubilidade da sílica, alumina e ferro em função do pH. (Extraído de MASON, 
1966). 
Em pH 10. ou superior, tanto o Al2O3 como o SiO2 são relativamente solúveis e portanto as 
pequenas quantidades dos mesmos que são liberadas durante a hidrólise, nesses valores altos 
de pH, são provavelmente arrastadas em solução. 
Por exemplo, o Al2O3 e O SiO2 liberados da nefelina e dos anfibólios hidrolizados (ambos tem 
pH de abrasão 10 - 1) são provavelmente arrastados, a menos que ou até que as soluções 
encontrem condições que: 
1) abaixem o pH, ou 2) evaporem parte da água. 
Suponha-se que o pH de uma solução derivada da nefelina sobre hidrólise é reduzido de 10 
para 8 (o que é inteiramente provável na natureza) e observe-se o efeito sobre a solubilidade 
do Al2O3 e SiO2. Para um pH 8 a solubilidade do Al2O3 é reduzida a praticamente zero, mas a 
solubilidade do SiO2 é reduzida apenas para 1/4 daquela apresentada em pH 10. Espera-se 
portanto que a um pH 8 o Al2O3 hidratado se precipite, provavelmente segundo gibbsita 
(AI2O3 . 3H2O) ou como diáspore ou boehmita 
(AI2O3 . H2O), minerais estes comuns na bauxita, enquanto que a maior parte ou todo o SiO2 
permanecerá em solução e será removido. 
Vejamos agora o que acontece quando uma rocha que está sendo hidrolisada seja banhada 
em água subterrânea com pH 5 a 6, valor comum para este tipo de água, que é rica em CO2 e 
ácidos orgânicos. A solubilidade, tanto do Al2O3 como do SiO2 originados da rocha, será 
relativamente baixa, condição esta que poderá conduzir à combinação dos mesmos para um 
aluminossilicato relativamente insolúvel tal como caolinita. 
Dessa maneira, em um pH baixo, as rochas podem se intemperizar para caolinita, ao passo 
que em pH mais alto, os produtos intemperizados podem ser depositados como alumina e 
sílica hidratadas não combinadas e separadas. Uma combinação posterior da sílica com 
alumina condicionada também ao pH, é representada pela ressilicatização da gibbsita para 
caolinita. 
Do exposto anteriormente é proposto o seguinte resumo: 
1º - Se a precipitação pluviométrica é abundante, o efeito combinado do pH da água da chuva 
e o pH alto dos silicatos hidrolisados tais como nefelina e anfibólios, produz no sistema de 
intemperismo um pH intermediário, porém alcalino resultando na separação de Al2O3 e SiO2 
sob a forma de bauxita e sílica solúvel. 
2º - Se a precipitação pluviométrica é escassa e a evaporação anual excede a precipitação, a 
água é insuficiente para levar em solução todos os íons SiO2, Al2O3 e M (alcalino e alcalino-
terroso) mesmo quando o pH é alto. Os produtos restantes do intemperismo dos silicatos 
incluem íons M, Al2O3.e SiO2 que se combinam para formar montmoritonita, ilita e zeólitas. 
3º - Se a precipitação é moderada, esta é suficiente para remover a maior parte dos íons M, 
mas não abundante para transportar a contribuição em íons H do H2CO3, ácidos de plantas, 
etc. O pH é então bastante baixo para manter tanto o Al2O3 como o SiO2 relativamente 
insolúveis. Uma combinação do H, Al2O3 e SiO2 resulta na formação dos minerais de argila do 
grupo da caolinita. 
b) influência dos vegetais na hidrólise 
As plantas vivas através das raízes são fonte contínua de fornecimento de íons H+ para as 
argilas, criando dessa maneira um ambiente ácido, intemperizando as rochas e minerais 
presentes (Figura 2.2.). 
Vários pesquisadores,(Jenny e Overstreet (1939), Williams and Coleman (1950) e 
Graham and Baker (1951)) citados por KELLER (1968), demonstraram que radicelas das 
pIantas conduzem cargas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no solo, por uma 
atmosfera iônica a qual composta principalmente de íons H+. Por exemplo, o pH das raízes de 
plantas comuns, tais como cevada, milho, algodão, alface, amendoim, beterraba, fumo e 
tomate varia de 2,0 a 3,85 e a capacidade de troca de cátions dessas raízes está em torno de 
14mE/100g. 
 
Figura 2.2. Diagrama que mostra a ação das raízes na hidrólise, KELLER, 1964. 
De acordo com o diagrama da Figura 2.2, a raiz fornece íons H+ ao mineral de argila e este H+ 
entra na hidrólise atacando um mineral rico ei Ca + +, Mg +, K +, etc., (por exemplo um 
feldspato) ou um outro mineral qualquer. 
Carbonatação 
A combinação dos íons carbonato, Co3 - - , bicarbonato, HCO3 
- com um material geológico pode ser chamado carbonatação. Cálcio, magnésio e rochas 
contendo ferro são comumente intemperizadas por carbonatação, como ilustrado pela seguinte 
equação. A água dissolve ou combina com o dióxido de carbono para formar o ácido carbônico, 
não necessariamente nas proporções indicadas abaixo. 
Se a água carbonatada reage com a dolomita, posteriormente esta pode ser dissolvida como 
carbonato relativamente solúvel. 
Hidratação 
A adição de moléculas de água na rocha ou no mineral é o processo chamado de hidratação. A 
hidratação comumente ocorre durante a hidrólise, oxidação e carbonatação. A expansão das 
substâncias normalmente é acompanhada da hidratação. A presença de água em um mineral é 
indicada na fórmula mineral pelo grupo OH, como na caolinita, e por nH2O, como na gipsita. 
A reação mais comum é aquela que envolve óxidos e hidróxidos de ferro conforme abaixo. 
(Hematita)  (goethita) 
Os hidróxidos de ferro estão sujeitos à desidratações irreversíveis, quando submetidos ao 
envelhecimento. Essa tendência é particularmente apresentada pelos solos das regiões 
tropicais. 
Oxidação 
As reações de oxidação envolvem uma transferência da elétrons. O ferro (Fe + +) é oxidado a 
ferro (Fe + + +) pela perda de um elétron, ou carga negativa. Do mesmo modo o Fe + + + é 
reduzido a Fe + + , pelo ganho de um elétron. Tais reações podem ser assim representadas: 
oxidação 
Fe + + Fe + + + + é 
redução 
É muito comum a presença de Fe + + nos minerais primários, fazendo parte da rede cristalina 
do mineral. Satisfazendo nesta apenas duas cargas negativas, se oxidado, provoca o 
desequilíbrio das condições anteriores, pela perda de um elétron. Esse desequilíbrio pode levar 
à desorganização da rede e demolição de toda estrutura, da qual o ferro fazia parte. 
Quelação 
A quelacão. Também chamada “complexação” , consiste numa forte retenção de íon, 
usualmente um metal, no interior da estrutura de um composto químico que é quelado. Os 
agentes quelantes são responsáveis por uma qualidade considerável de material intemperizado 
e que em certas condições pode ultrapassar a própria hidrólise. 
Os processos biológicos formam os agentes quelantes, que normalmente são excretados por 
líquens que desenvolvem sobre as rochas. 
2.2.5. Relação da estrutura mineral com o intemperismo e índice de intemperismo 
É sabido que a susceptibilidade de um mineral ao intemperismo em igualdade de condições 
físicas, é função de sua estrutura atômica. 
Assim os minerais do solo podem ser agrupados em ordem de estabilidade ou de 
susceptibilidade à intemperização. Dessa maneira, é proposto este modelo para determinar o 
grau de intemperização de um solo, para prever a reserva natural de nutrientes dos solos, para 
obter informações generalizadas a respeito das propriedades dosolo (tais como, propriedades 
físicas, em função do tipo de argilo-minerais), para avaliar os efeitos das diversas condições 
ambientas na formação do solo e prever o efeito e contribuição dos minerais presentes no 
material inicial do solo. Como há uma grande diferença na superfície específica e conseqüente 
reatividade dos minerais, separa-se as partículas minerais do solo em duas classes de 
tamanho: a) areia-silte e b) argila. A sequência de estabilidade para fração argila, será tratada 
no assunto referente à mesma. 
GOLDICH (1938) ordenou vários minerais em ordem decrescente de suas velocidades de 
intemperização, Figura 2.3. Esse arranjo de estabilidade de Goldich indica que os minerais das 
rochas ígneas formadas por último são mais estáveis nas temperaturas ordinárias do que os 
minerais formados em estádio precoce de cristalização. A seqüência de GOLDICH é a mesma 
encontrada nas séries de reações de BOWEN. 
 
Figura 2.3. Sequência de intemperização nos minerais formadores das rochas. 
Na série descontínua (Figura 2.3.), verifica-se um aumento de ligação dos tetraedros de silício 
dos minerais, com um conseqüente aumento da estabilidade (de cima para baixo). Assim 
temos o grupo da olivina (Mg, Fe)2SiO4, menos estável, devido ser formado de tetraedros 
isolados (nesossilicatos). No quartzo (SiO2), todos os átomos de oxigênios são repartidos com 
mais de um silício, formando uma ligação tetraédrica completa (tectossilicatos), sendo portanto 
o mineral mais estável. Verifica-se também uma diminuição no conteúdo de bases facilmente 
hidrolisáveis do topo à base. 
Na série contínua (Figura 2.3.), a diminuição da estabilidade dos minerais se deve a um 
decréscimo no número de tetraedros de alumina do topo à base. Por isso, o ortoclásio 
(KAlSi3O8) é mais estável que o plagioclásio (CaAI2Si2O8). 
Outros fatores, além do grau de união e o número de tetraedros de alumina, que parecem 
afetar a estabilidade dos minerais são os seguintes: 
1º - à presença de ferro ferroso ou outros cátions que podem oxidar durante o intemperismo 
reduz muito a estabilidade estrutural, pois ao oxidar-se algum cátion deve abandonar a 
estrutura para manter a neutralidade eletrostática do arranjo cristalino. Na realidade, A 
presença de Fe2+ nos minerais é um dos fatores mais importantes que contribuem para a sua 
instabilidade frente ao intemperismo. 
2º - Quanto mais intimamente estão agrupados os oxigênios ao redor do cátion em posições 
que não sejam as tetraedrais, isto é, quanto menor for o volume ocupado pelos íons, mais 
estável é o mineral. 
O contraste de resistência entre a olivina e a zirconita é um exemplo mais surpreendente do 
efeito de compacto da agrupação. Assim, pois, a olivina, um dos minerais menos resistentes, 
tem uma cela unitária com um volume de 291Å, ao passo que a zirconita, um dos minerais 
mais resistentes, tem uma cela unitária que contém o mesmo número de oxigênio que a olivina, 
mas ocupa um volume de somente 231Å. 
3º - O fato de que há espaços vazios em certas partes da estrutura está intimamente 
relacionado com o compacto de agrupação. Os espaços vazios não somente reduzem as 
forças eletrostáticas que mantém a estrutura unida, como, também, servem de ponto de 
entrada e saída ao interior de uma partícula de cristal e, portanto servem para acelerar as 
reações. 
De acordo com HURT (1971) a alterabilidade dos minerais pode sintetizar-se nos seguintes 
grupos: 
a) Ultra-estáveis: rutilo, zirconita, turmalina. 
b) Estáveis: leucoxeno, muscovita, clorita, hematita (não estável em ,condições de redução). 
c) Semi-estáveis: Apatita, monazita, estaurolita, silimanita, cianita, grupo do epidoto. 
d) Não estáveis: Biotita, magnetita (instável em baixas condições oxidantes), ilmenita, 
hornblenda, augita, olivina. 
BARSHD (1959), utiliza minerais específicos na avaliação do grau intempérico de um solo e 
relação com sua gênese. 
As seguintes relações podem ser utilizadas na comparação do intemperismo relativo de 
sedimentos (Solos) similares em superfícies geomorfológicas de diferentes idades. 
Wp = Minerais não resistentes (instáveis) = Piroxênio + anfibólio 
Minerais resistentes (estáveis) zirconita + turmalina 
ou também 
W1 = feldspato quartzo 
A primeira relação se associa com os minerais pesados, ao passo que a segunda se refere aos 
minerais leves. 
A análise química total é o recurso mais utilizado na determinação da quantidade de elementos 
intemperizados de uma rocha. Com a finalidade de cálculo assume-se que o conteúdo de 
Al2O3 não muda após o intemperismo devido ser ela relativamente insolúvel na faixa de pH 
normal para solos 
Os resultados químicos são também utilizados para comparação entre os diferentes solos de 
acordo com o grau de intemperismo. Para isto os valores químicos são recalculados para um 
único valor, o que torna fácil a comparação entre solos. Para isto as relações molares fornecem 
os melhores resultados. As mais utilizadas são: 
SiO2/AI2O3 sílica: alumina SiO2/Fe2O3 sílica : ferro SiO2/(AI203 + Fe2O3) sílica: sesquióxidos 
(K2O + Na2O + CaO + MgO) / Al2O3 
Todas estas relações de uma maneira geral decrescem após o intemperismo. 
2.3. Minerais argilosos e relacionados 
Os minerais argilosos provém da alteração de minerais primários, cujos resíduos se arranjam 
estruturalmente para formar um corpo mineralógico cristalino, com características coloidais e 
de tamanho menor que 2 denominado argila. 
O significado mineralógico é referido como: mineral alumino-silicatado, com grau variável de 
hidratação e estrutura microcristalina. 
O significado granulométrico é definido segundo o critério específico utilizado. Para as 
classificações norte americana e internacional, o limite máximo se encontra no diâmetro de 2 , 
não obstante, algumas classificações geológicas consideram diâmetros de 4 como limite 
máximo. 
O significado petrográfico é definido como rocha plástica em estado úmido, integrada por 
elementos elásticos finos, com diâmetros compreendidos entre 4 e 2 . 
As argilas apresentam importância em solos sob dois pontos de vista: 
1 - Importância Edafológica a) As argilas por apresentarem cargas negativas e, em menor 
proporção positivas, podem reter tanto cátions como ânions dentre os quais se apresentam 
elementos b) Devido as suas características de expansão e contração, as argilas influem nas 
características físicas do solo; a porosidade (macro e micro), infiltração, permeabilidade, 
difusibilidade térmica, densidade, etc., se vêem afetadas pelo conteúdo, argiloso presente. 
c) A fertilidade potencial, em termos gerais, também estará associada a interpretação 
pedológica com base no tipo de argilo-mineral e as relações destes com o meio de formação. 
2 - Importância Pedológica 
Devido a sua relação com a gênese do solo e com base na ligação entre o meio e a argila 
formada neste, podem se deduzir aspectos evolutivos, idade e etapa intempérica presente no 
solo. Neste caso a argila deve ter sido formada no mesmo meio como resposta aos fatores 
processos de formação de solos e não ser herdada de materiais geológico! basais. 
2.3.1. Estudo das famílias mais Iimportantes de argilas e minerais relacionados 
Existem várias classificações de argilas, sendo que cada uma tem resumido os critérios 
dominantes segundo as diferentes escolas. Entre nós uma das mais comentadas, pode ser 
vista da Tabela 2.3. 
Tabela 2.3. Classificação de minerais argilosos (GRIM, 1968). 
I - Materiais Amorfos Grupo de alofana 
I - Materiais cristalinos 
A. Tipo de duas camadas (tetraedro - octaedro) 1. Equidimensionais: Grupo da Caolinita 
(caolinita, nacrita, etc.) 2. Alongada: Grupo da halloysita 
B. Tipo de três camadas (duas tetraédricas e uma octaédrica)1. Expansivas a) 
Equidimensionais 
Grupo da montmorilonita Vermiculita b) Alongadas 
Grupo da montmorilonita (montronita, saponita, hectorita) 
2. Não expansivas Grupo da ilita (mica) 
C. Tipo de camadas mistas regulares Grupo da clorita 
D. Tipo de estrutura em cadeia Atapulgita, Sepiolita 
Nos estudos sobre gênese e evolução de solos, geralmente se encontra dentro da fração 
argilosa uma série de minerais e não um específico. É importante, dessa maneira, conhecer as 
características de cada um deles e seu significado genético, conhecimento que fundamentará 
sua interpretação posterior. 
Minerais de argila do grupo da Caolinita 
A estrutura destes minerais está composta por tetraedros de silício e octaedros de alumínio 
combinados na unidade estrutural, sendo por Isso denominada argilo-mineral do tipo 1:1 
(Figuras 2.4. e 2.5.). 
 
 
Figura 2.4. Esquema da estrutura da célula da caolinita. Al4(Si4O10) (OH)8. Figura 2.5. 
Diagrama esquemático da estrutura da camada de caolinita. 
As argilas deste tipo, são eletricamente neutras, não apresentando substituições isomorfas. A 
CTC é baixa (3 –15m E/100g), de tal maneira que qualquer carga que se desenvolve deverá 
originar-se por rompimento nas arestas do cristal, ou por dissociação do H+ ligado aos cátions 
estruturais, (GRIM, 1968). 
Apresenta um espaçamento basal de 7,2 não é expansiva, não tem portanto capacidade de 
absorver água. 
O ambiente propício para sua formação é: 
a) Clima: a precipitação pluviométrica deve ser maior que a evapotranspiração (vide 
intemperismo). 
b) O pH deve ser ácido com íon hidrogênio em excesso. 
c) O solo deve ser bem drenado ter lixiviação constante de Ca + +, Mg ++ Na +, K + e uma 
remoção parcial de silício. 
d) A relação silício: alumínio deve ser baixa. 
São argilas comuns em solos muito intemperizados localizados nas regiões tropicais e 
subtropicais. A sua dominância nestes solos conferem aos mesmos, ótimas características 
físicas, facilitando sobremaneira seu manejo, porém são pobres quimicamente (CTC = 3 - 15m 
E/100 gm) com vistas a fertilidade, pois sua reserva em nutrientes é praticamente nula. 
A haloysita é um mineral pertencente ao grupo da caolinita, apresenta uma estrutura 
semelhante a da caolinita com uma fórmula geral AL2Si2O5(OH)42H2O. Apresenta-se em 
forma de cristais tubulares com espaçamento basal 10,2Å passando para 7,2 - 7,6 Å pela 
desidratação. 
Estrutura da Pirofilita e do Talco 
A estrutura dos minerais 2:1 pode ser considerada como derivada dos minerais 
Pirofilita e Talco, nos quais e através dos processos de substituição isomorfa, vão gerando 
minerais estruturalmente similares, mas que variam em características associadas com dita 
substituição. As estruturas comentadas podem ser observadas nas Figuras 2.6. e 2.7. 
 
Figura 2.6. Pirofilita, representação esquemática da metade da sua célula unitária. 
 
Figura 2.7. Talco, representação da metade de sua célula unitária. 
(Smectita) AI2Si4O10(OH)2 
Minerais de argila do grupo de Montmorilonita 
Os minerais do grupo da montmorilonita (Smectitas) são similares a pirofilita, com a exceção de 
que neles se realiza o fenômeno de substituição isomorfa.' 
As argilas deste grupo são constituídas por duas camadas de tetraedro de silício e uma de 
octaedro de alumínio sendo portanto minerais de relação 2:1 (Figura 2.8. e 2.9.). 
 
Figura 2.8. Representação espacial da estrutura montmorilonita. 
 
Figura 2.9. Esquema da montmorilonita. 
Um número inteiro de camada de água pode penetrar entre as unidades estruturais do mineral. 
Estas unidades estruturais estão fracamente retidas, dessa maneira este mineral pode se 
expandir consideravelmente ou contrair ao longo do eixo C, o que vai depender diretamente do 
íon presente entre as unidades. 
O espaçamento basal deste mineral é de 14 Å, ao natural, sendo que com os tratamentos de 
aquecimento reduz para 10 Å e glicolação expande para 17 – 18 Å 
A CTC deste argilo-mineral é elevada, variando de 80-150 ME/100g peso seco, resultante de 
substituições isomorfas e arestas quebradas. 
O ambiente propício de formação está relacionado com: a) Clima: a precipitação pluviométrica 
geralmente menor que a evapotranspiração. 
b) Drenagem: solo mal drenado, com retenção de Ca, Mg, Na, e K, e ainda ferro disponível. 
c) pH: um meio básico que proporcione suficiente Mg + + e Fe + + ,com adição de AL + + + e Si 
+ + + +, é apto para a formação de montmorilonita. 
A drenagem é fundamental para compreender a origem das argilas; sobre uma mesma rocha 
básica (basalto por exemplo), se pode formar caolinita ou montmorilonita em função deste 
fator. 
Vermiculita e minerais relacionados 
O argilo-mineral vermiculita apresenta Mg + + e Fe + + nas camadas octaédricas e é do tipo 
trioctaedral, podendo portanto ser originária do talco, sendo assim do tipo 2:1 (Figura 2.10.). A 
diferença fundamental entre a vermiculita e talco é a substituição isomórfica do Si + + + + pelo 
A + + +. O déficit de cargas provocada pela substituição isomórfica é compensado pela 
presença de íons de Mg + + entre as unidades cristalográficas. 
Outra diferença da vermiculita com relação ao Talco é a presença de água interlamelar, que 
pode ser de dois tipos: 
1) Água ligada aos cátions trocáveis. 
2) "Água livre" - que não circunda os cátions trocáveis sendo eliminada a uma temperatura de 
110ºC. 
A estrutura da vermiculita se relaciona com a da biotita, não obstante, na biotita o potássio 
retém as lâminas mais fortemente que na vermiculita, razão pela qual a água ou os cátions não 
podem penetrar no espaço interlamelar. 
 
Figura 2.10. Estrutura e composição química de Vermiculita. 
O déficit de carga produzido pela substituição isomorfa, origina uma CTC de valores maiores a 
115 mE/100g (até 150 mE), ao passo que valores menores indicaram presença de esmectita 
pertencente ao grupo da montmorilonita. 
Minerais cloríticos 
A estrutura fundamental destes minerais se resume em camadas alternadas de mica e brucita. 
A camada micácea é fundamentalmente trioctaedral e apresenta uma composição geral de: 
(Mg, Fe)3 (Si, AI)4O10 . (OH)2; por sua vez a camada brucítica apresenta (Mg, AI)3(OH)6. 
Estes minerais por conseguinte, tendem a uma seqüência laminar 2:1:1 ou 2:2. 
A camada micácea está desbalanceada devido a substituição de Si +4 por Al +3 . 
Esta deficiência de carga é compensada pela substituição de Mg 2+ por Al 3+ na camada 
brucítica. 
As cloritas existem em forma primária, associadas com algumas rochas metamórficas ou em 
forma secundária, mediante a troca da camada brucítica por sua correspondente aluminosa (Fe 
e/ou AI) (Figura 2.1 l.). 
A CTC destes minerais se apresenta entre 10 e 40 mE/100g. 
 
Figura 2.1 1. Representação espacial da clorita. 
Minerais de argila com estrutura em cadeia fundamentalmente se encontram dois grupos de 
minerais com estrutura em cadeia correspondente as argilas: 
grupo de paligorskita, atapulgita 
grupo da sepiolita 
Sabe-se que as características gerais destes minerais que se apresentam em forma de fibra 
não são bem conhecidas, havendo ainda confusão nas suas propriedades, apesar de ter sido 
encontrada em solos. 
Materiais alofânicos 
A fração argila de muitos solos contém alta quantidades de materiais amorfos com 
composições variáveis principalmente sua relação Al3O3 / SiO2 + Al2O3; em solos derivados 
de cinzas vulcânicas estes materiais recebem, o nome de "Alofana". Os materiais alofânicos 
apresentam seus constituintes (alumina, sílica, água) combinados ao acaso. 
Um esquema de ligações químicas para o material amorfo (Figura 2.12.) é apresentado por 
AOMINE e YOSHINAGA. 
As cargas negativas originadas da dissociaçãodos grupos AI(OH)3 e SIOH conforme reação 
abaixo, dão origem a uma CTC que varia de 20-50 mE /100g. 
 
Figura 2.12. Esquema das ligações químicas da alofana. 
1) Dissociação dos íons H+ do grupo SiOH: 
SiOH + H2O SiO - + H2O + 2) Dissociação do grupo AI(OH)3: 
Os materiais alofânicos tem alto poder de fixação de fosfatos. Na Tabela 2.4. pode-se observar 
uma classificação simplificada dos filossilicatos. 
Modelo te-oc-te (2: 
Tabela 2.4. Classificação simplificada dos filossilicatos. ARGILAS LAMINARES 
1) Espaçamento basal (mínimo) 10 Aº - Dioctaedral (Al +3) 
. Espaçamento basal constante Muscovita 
. Espaçamento basal variável Vermiculita (parte) 
+ Substituição na camada tetraédrica llitas 
+ Sem substituição na camada tetraédrica 
. Espaçamento basal constante 
Sem substituição na camada octaédrica Pirofilita 
. Espaçamento basal variável Substituição na camada octaédrica Montmorilonita 
+ Sem substituição Talco 
. Espaçamento basal constante Biotita 
. Espaçamento basal variável Vermiculita (parte) 
- Trioctaedral (Mg + 2) + Substituição na camada tetraédrica 
Modelo Te-oc (1:1) 
Espaçamento basal 7 Aº - Dioctaedral (AI+3) 
. Espaçamento basal constante Caulinita 
+ Sem substituição . Espaçamento basal variável (intercalação de H2O) Haloisita 
+ Sem substituição Antigorita (serpentina) 
- Trioctaédrica (Mg +2) 
Espaçamento basal 14 Aº Clorita 
Modelo te-oc-te-oc (2:1: - Trioctaedral 
Espaçamento basal 10 Aº Attapulgita (palygorskita) 
ARGILAS FIBROSAS Espaçamento basal 12 Aº 
(Associação de uma fibra SiO2 e uma fibra Mg (OH)2 Sepiolita 
Hidróxidos e Óxidos de Ferro, Alumínio e Titânio em Solos 
Verifica-se que o Si normalmente é removido do sistema mais rapidamente do que o Al, Fe e Ti 
(Figura 2.l.). Assim devido à grande intensidade de decomposição química de rochas e 
sedimentos das regiões tropicais, ocorre uma concentração de AI, Fe e Ti que apresentam uma 
menor solubilidade. Estes elementos se concentram nos solos em forma de hidróxidos e óxidos 
e são chamados de livres por apresentarem um único número de coordenação, sendo que os 
argilo-minerais são chamados combinados, pois são aluminossilicatos hidratados, com dois 
números de coordenação. 
Os principais óxidos e hidróxidos encontrados nos solos são: a) óxidos de alumínio: 
Gibbsita 
O óxido de alumínio mais, abundante nos solos é a gibbsita - AI(OH)3 ou Al2O3 
3H2O, sendo sua ocorrência verificada principalmente em regiões tropicais. A gibbsita é 
formada exclusivamente de átomos de alumínio em coordenação 6, ocupando o centro de um 
octaedro, envolvido por oxidrilas, formando uma folha dioctaedral. 
Boemita (AIOOH) 
A boemita é característica de solos muito intemperizados e normalmente está associada com a 
gibbsita. Os depósitos ricos em boemita recebem o nome de bauxito. 
b) Óxido de ferro: 
As formas mais comuns que ocorrem em solos são a hematita (Fe2O3), que dá a cor vermelha 
aos mesmos, e a goethita (FeOOH), que dá cor amarela ou pardo avermelhado escuro. Os 
óxidos de ferro dos solos são usualmente produtos do intemperismo de minerais ricos em ferro. 
A hematita pode também ser herdada do material parental, rochas sedimentares, metamórficas 
e em certas rochas ígneas. 
Magnetita (Fe3O4) - é magnético, herdada da rocha de origem. Geralmente ocorre na fração 
areia, tem cor escura e de grande ocorrência nos solos originados de rochas eruptivas 
basálticas (LR e TE). 
c) Óxido de Titânio: 
As formas mais encontradas nos solos são o Rutilo (TiO2) e anatásio (TiO2). A diferença é que 
o rutilo pode ter sido herdado da rocha, o anatásio pode ser pedogenético 
- isto é - formado durante intemperismo. 
Em solos muito intemperizados e desenvolvidos de rochas básicas frequentemente encontrada 
a ilmenita (TiFeO3). 
2.3.2. Propriedades das argilas 
As propriedades das argilas são multas e muito variadas; entre as principais se encontram as 
associadas com reações de adsorção, troca iônica, propriedades eletrocinéticas e 
eletroquímicas. Estas propriedades se fundamentam nas características coloidais, de superfície 
e de carga elétrica que apresentam estes minerais. Os pontos principais em relação com este 
aspecto são os seguintes: 
Origem das cargas 
A carga, presente nas argilas se originam nas arestas e/ou por fenômenos de substituição 
isomorfa. 
Origem das cargas negativas A carga negativa útil para a troca de cátions pode se originar da: 
a) Substituição isomorfa do AI +3 pelo Mg + 2 ou Fe +2 nas camadas octaédricas dos minerais 
de argila. 
b) Substituição isomorfa do Si +4 pelo AI +3 nas camadas tetraédricas dos minerais de argila. 
c) Quebra (beirada das lâminas dos octaedros e tetraedros que não se prolongam 
indefinidamente, podendo haver um desequilíbrio de cargas não satisfeitas, conferindo carga 
negativa às micelas. 
d) Dissociação de hidroxilas (ou oxidrilas) presentes nos vértices do octaedro, as quais podem 
originar cargas negativas, conforme esquema seguinte: 
em meio básico - 
Si - OH Si- O + H2O 
Enlace covalente (presença de OH -) 
A substituição isomorfa é um fenômeno mais importante para os argilo-minerais 2:1, ao passo 
que a quebra de arestas e dissecação de hidroxilas itens (c e d) são mais importantes para os 
argilo-minerais 1:1. 
Na matéria orgânica a carga negativa é originada pela dissecação dos radicais COOH e OH. 
Os principais grupos são: 
1) Çarboxílicos, que contribuem em geral com 5% das cargas negativas da matéria orgânica. 
R – COOH R – COO - + H + 
2) Fenólicos, contribuem com aproximadamente 35% das cargas da matéria orgânica. 
 
3) Imidas, que contribuem com aproximadamente 10% das cargas da matéria orgânica. 
 
A capacidade de troca de cátions (CTC) rios minerais de argila origina-se principalmente, como 
foi visto, de substituições isomorfas. A da matéria orgânica, por outro lado, depende 
essencialmente do pH. Assim, medida que o pH aumenta, o hidrogênio destes grupos se 
dissocia e se combina com a hidroxila do meio, formando água. O hidrogênio liberado pode ser 
substituído por outros cátions aumentando assim a C T C da matéria orgânica. Os hidrogênios 
dos grupos carboxílicos e fenólicos não são trocáveis, mas neutralizáveis, necessitando, para 
isso, a presença de uma fase que é conseguida elevando-se o pH do meio. 
A maior parte dos solos apresenta balanço de carga negativo, por isso são chamados de 
eletronegativos, em que os cátions (Ca 2+, Mg 2+ , Na +, K +, H +, AI +3 e outros) são trocados 
entre as fases sólida e líquida e mesmo entre as fases sólidas. No entanto, existem alguns 
solos (principalmente em alguns latossolos), em que o balanço de cargas é positivo. São por 
isso denominados de eletropositivos, em que os ânions 
(SO4-2, CI -, NO3-, H2PO4-, HNO3-) são trocados entre as fases sólida e, líquida e mesmo 
entre as fases sólidas do solo. 
A CTC da matéria é bastante alta, variando de 150 a 300 mE/100g. 
A capacidade de troca de cátions da matéria orgânica aumenta muito com a elevação do pH. 
Um exemplo é dado por Ruellan e Delétang ao, estudar um solo com 3,3% de matéria orgânica 
e 13,3% de argila. Concluíram que a matéria orgânica a pH 2,5 representava 19% da CTC, a 
passo que a pH 8, representava 45%, Tabela 2.5. 
Tabela 2.5. pH e sua influência na capacidade de troca de cátions. 
pH 
 
matéria orgânica fração argila 
2,5 36 38 
3,5 73 46 
5,0 127 54 
6,0 131 56 
7,0 136 60 
8,0 313 64 
A matéria orgânica no solo normalmente forma complexos com outros elementos, tais como, o 
alumínio e o ferro. A precipitação desse alumínio, motivada pelo aumento de pH, gera também 
cargas negativas como no exemplo abaixo: 
Em todos exemplos vistos, o aparecimento de cargas negativaspor associação do radical OH 
ou por precipitação de alumínio gera cargas dependentes de pH. 
Origem das cargas positivas 
A carga positiva normalmente encontra-se em todos os solos, mas dificilmente o seu número 
ultrapassa ao da carga negativa. Quando isto acontece elas podem ser provenientes da: 
1) Dissociação dos íons OH - dos óxidos e hidróxidos de Fe, AI e Mn, sendo que esta 
dissociação aumenta a acidificação do solo: 
2) Dissociação das hidroxilas expostas nas arestas ou superfícies quebradas das argilas. 
3) Exposição dos grupos tetraédricos e octaédricos dos argilo-minerais, que pela adsorção de 
cátions da solução do solo, adquirem carga positiva, possibilitando a fixação de ânions pelas 
valências que permanecem livres. 
Carga permanente e dependente do pH 
A carga, permanente geralmente é fixa portanto não depende do pH do solo, sendo originada 
das substituições isomorfas nos minerais de argila. 
Quando o pH é superior a 6, a CTC aumenta, e a diferença é chamada de carga variável: esta 
diferença é provocada sobretudo na matéria orgânica em razão da dissolução dos íons 
hidróxidos H - OH. 
É portanto, impossível comparar os valores de CTC feitos a pH diferentes: assim a medida da 
capacidade de troca terá, forçosamente, um caráter convencional. 
Uma convenção faz com que a capacidade de troca seja medida a pH 7 (quando não é o caso, 
o experimentador deve indicá-lo claramente). 
As características das cargas dos minerais de solo podem ser vistas na Tabela 2.6. A 
capacidade de troca total (CTC) se refere aos valores determinados pela extração com 
BaCI2 - Trietonolamina, tamponada a um pH 8,2. A capacidade de troca catiônica permanente 
é a soma dos cátions extraídos por uma solução de sal não tamponada, como o KCI, no pH 
atual do solo. É chamada de CTC efetiva do solo. 
Esta CTC não é a que reflete total mente a carga permanente do solo mas talvez seja a mais 
realística de todos, porque ela é medida no solo com as condições de pH de campo. 
A diferença entre CTC estimada a pH 8,2 e a CTC efetiva é considerada cargas variáveis 
dependente do pH. 
A Tabela 2.6., evidencia que a maior parte dos minerais de argila 2:1 possui CTC permanente. 
Os argilo-minerais 1:1 possuem ambas as cargas: as permanentes devido a substituição 
isomorfa e as cargas variáveis devido aos efeitos das arestas e estruturas quebradas. Já os 
hidróxidos de Fe e Al, a alofana e a turfa possuem predominância de cargas variáveis. 
Verifica-se que os solos com predominância de minerais de argila 2:1, o aumento da 
capacidade de troca de cátions (CTC) é pequeno quando o pH é elevado dos valores de pH do 
solo, a pH 7,0 sendo na montmorilonita e vermiculita a substituição isomórfica é responsável 
por 80% do total dai CTC. Ao passo que o aumento é significativo nos solos que predominam 
os minerais de argila 1:1 e os óxidos de Fe e Ai. A Figura 2.13., ilustra a CTC dependente e 
independente de pH para a montmorilonita. 
Observa-se que as cargas dependentes do pH não são observadas em pH ácido, pois são 
neutralizadas por ligações covalentes com H+. 
Tabela 2.6. Características de cargas de alguns minerais de fração argila (mE/100g argila) de 
solos de Kenya. 
Material troca de ânions 
Permanente Variável Total 
Montmorilonita 112 6 118 1 
Vermiculita 85 0 85 0 
llita 1 8 19 3 
Haloisita 6 12 18 15 
Caulinita 1 3 4 2 
Gibbsita 0 5 5 5 
Goethita 0 4 4 4 
Alofana 10 41 51 17 
Turfa 38 98 136 6 
Capacidade de troca de cátions Capacidade de 
 
Figura 2.13. Ilustração da CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita, 
Capacidade de troca de cátions 
A capacidade de troca de cátions é a propriedade que tem o solo, e mais especialmente, os 
colóides, de trocar cátions de uma maneira reversível. 
Existem, naturalmente, uma capacidade de troca particular da argila e uma outra particular do 
húmus. Praticamente, mede-se a capacidade de troca sobre o solo inteiro, peneirado a 2 m; 
portanto, ao mesmo tempo sobre a argila e o húmus quando este existe. 
A capacidade de troca de cátions (CTC) corresponde à quantidade máxima de cátions que o 
solo é capaz de adsorver. 
É internacionalmente designada pela letra T. 
É expressa em mE para 100g de Terra fina, peneirada a 2 m. A tabela 2.7. apresenta os 
valores da CTC para diversos materiais do solo. 
Deve-se lembrar que o equivalente-grama corresponde ao peso do átomo-grama, dividido pela 
valência. Por exemplo: 
1 equivalente-g = 1.0 mE = 39 g de K 
1 equivalente-g = 1.0 mE = 40/2 = 20 g de Ca 
Material CTC aproximado 
Tabela 2.7. Capacidade de troca de cátions de diversos materiais do solo. (mE/1 00g peso 
seco) 
Matéria orgânica 150 - 500 
Caulinita 3 - 1 5 
Haloisita 5 - 10 
Haloisita hidratada 40 - 50 
Ilita (Mica) 10 - 40 
Clorita 10 - 40 
Montmorilonita 80 - 150 
Vermiculita 100 - 150 
Alofana 25 - 70 
Óxido de Fe e AI 4 
Feldspato 1 - 2 
Basalto 1 - 3 
Zeólita 230 - 620 
Soma das bases trocáveis ou S ou SBT 
É a soma de cátions além, de H + e AI + + + .+, efetivamente fixados sobre o solo num 
momento dado. É expressa em miliequivalente (mE) para 100 g de terra fina peneirada a 2 m. 
Os cátions Ca +2, Mg +2, Na + e K+, de uma maneira geral, são os principais elementos 
básicos encontrados na solução dos solos. 
Observa-se que os solos que apresentam soma de bases baixa, normalmente são ácidos, isto 
porque, a maioria das cargas, negativas são satisfeitas com H + ou AI +3 que controlam o 
equilíbrio. 
Estes solos são geralmente profundos, altamente intemperizados e encontrados em regiões 
tropicais e subtropicais. As bases foram perdidas, por lixiviação pelas águas de drenagem. 
Grau de saturação em bases ou V 
É representado por V (%) e corresponde à medida em percentual de S em relação a T, ou é a 
porcentagem das cargas negativas ou da capacidade de troca de cátions de um solo ocupada 
pelas bases trocáveis (Ca +2 , Mg 2+, Na + e K +). O valor V pode ser calculado de acordo 
com seguinte fórmula: 
 
pH e o ponto de carga zero 
O balanço de cargas de um sistema óxido pode ser facilmente medido, determinando-se o pH 
em água e em KCI N. 
A diferença entre o pH em KCI e em água resulta o pH. Se este for positivo, o balanço de 
cargas será positivo, assim teremos a capacidade de troca de ânions (CTA). 
Caso o pH for negativo, o balanço de cargas será negativo, então teremos a capacidade de 
troca de cátions (CTC). Assim o sinal do A pH corresponde ao sinal do balanço de carga do 
colóide. 
No sistema silicatado o pH é sempre negativo, conforme reação ilustrada abaixo: 
 
Assim, o pH em água é mais elevado do que o pH em KCI. No sistema óxido o pH pode ser 
positivo ou negativo, dependendo do pH atual do solo. Se o sistema óxido tem balanço positivo 
de carga, ocorre a seguinte reação quando o pH é medido: 
 
Quando um solo possui pH negativo, isto não significa uma total ausência de cargas positivas 
na superfície dos colóides. Um número pequeno de cargas positivas ocorrem nestas 
condições, talvez em áreas isoladas das cargas negativas. O sistema silicatado recoberto pelos 
óxidos, representa provavelmente os . solos vermelhos tropicais que possuem predominância 
de caulinita, haloisita ou minerais interestratificados. 
As camadas de silicato são recobertas por fina camada de óxidos de ferro e alumínio. Sua 
capacidade de troca de cátions é mais baixa do que o sistema silicatado, porque algumas 
cargas negativas que aparecem devido a substituição isomorfa são balanceadas com as 
cargas positivas dos óxidos. 
Este recobrimento de óxidos não fornece a expansão e contração de certos minerais 2:1, 
alterando, portanto as propriedades físicas de certos solos. A Figura2.14. mostra a camada de 
silicatos recoberta pelos óxidos. 
 
Figura 2.14. Camada de silicatos recoberta pelos óxidos. 
Observa-se que o componente da camada de silicato apresenta um balanço negativo de 
cargas, e o recobrimento de óxido apresenta um balanço positivo de cargas, a pH ácido. A um 
pH abaixo de 4, o sistema pode ter um balanço positivo, sendo que atinge ponto de carga zero 
a um pH 4, e conseqüentemente, a um pH acima de 4 o balanço é negativo. 
Capacidade de troca de cátion e seu manejo 
Uma capacidade de troca de cátion efetiva de no mínimo 4 mE/100g é necessário para reter a 
maioria dos cátions contra a lixiviação. Valores altos de CTC são ainda melhores, 
especialmente se os cátions trocáveis são básicos. Devido ao elevado grau de intemperismo 
dos minerais, ou a uma textura grosseira, muitos solos tropicais comumente apresentam uma 
CTC efetiva menor que 4. Nestes solos, aumentar a CTC é o objetivo desejado, e este objetivo 
é atingido através de duas maneiras: aumentar o teor de matéria orgânica e fazer a calagem 
nos solos ácidos de sistema óxido ou de silicato recoberto por óxido. 
A capacidade de troca de cátions de solos muito ácidos, que possuem um sistema óxido ou de 
recobrimento com óxido, pode ser aumentada através de calagem devido a predominância de 
cargas dependentes de pH. A calagem a um pH 5,5 ou 6,0 parece ser o nível mais indicado. 
Em muitos solos que possuem um sistema óxido ou recobrimento com óxido, a matéria 
orgânica contribui com a quase totalidade da CTC. Em alguns latossolos, a manutenção da 
matéria orgânica é praticamente sinônimo da manutenção da CTC. 
2.3.3. Sequência de intemperização em minerais de tamanho da argila 
A intemperização dos minerais na fração argilosa dos solos, oferece um aspecto algo diferente 
da intemperização dos minerais das rochas. Os minerais secundários (produtos secundários da 
intemperização dos minerais primários formadores de rochas), predominam nas argilas. 
No item 2.2.3. desta apostila discutiu-se sobre a seqüência de estabilidade para os minerais 
constituintes das frações silte e areia, cujos minerais são denominados de primários, pois 
provém diretamente das rochas, devido principalmente ao processo de desintegração. Dessa 
maneira, diz-se que o mineral foi herdado da rocha. Estes minerais continuaram sofrendo 
intemperismo físico ou químico. A decomposição química normalmente libera elementos 
solúveis, formando novos minerais (mineral secundário). 
Com a evolução dos estudos mineralógicos, principalmente da fração coloidal dos solos, os 
pesquisadores observaram que a fração argila não se intemperizava de acordo com os 
conceitos já provados, isto é, de acordo com a série de estabilidade de Goldich. 
Baseado nestas considerações foi que em 1948, Jackson et ai, introduziram na ciência do solo, 
as bases de uma seqüência de intemperização para os minerais de tamanho da argila, que 
pode ser visto na Tabela 2.8. 
Ao observar a Tabela 2.8., pode deduzir-se que a estabilidade relativa, é a seguinte: óxidos 
e/ou hidróxidos de Ti, Fe e Al > silicatos laminares aluminosos > quartzo > feldspatos alcalinos 
> silicatos laminares ferruginosos > anfibólios e piroxênios > carbonato > sais solúveis. 
Estágio de Minerais Representativos 
Tabela 2.8. Seqüência de lntemperização dos minerais de tamanho da argila. Intemperismo 
1 Sais solúveis, gesso, cloreto de sódio. 2 Calcita, dolomita, apatita e aragonita. 3 Olivinas, 
piroxinios, anfibólios (diopsídio, enstatita, hornblenda, etc.) 4 Biotita, glauconita, clorita, 
ferruginosa, serpentina, antigorita. 5 Anortita, albita, ortoclásio, microclina. 6 Quartzo, 
cristobalita. 7 Ilita, muscovita, sericita. 8 Vermiculita. 9 Montmorilonita, clorita-aluminosa. 10 
Haloisita, caolinita. 1 Gibbsita, bohemita, alofana, óxidos de alumínio. 12 Hematita, goetita, 
limonita, óxidos de ferro. 13 Anatásio, zirconita, rutilo, ilmenita, óxidos de titânio. 
A aplicação da seqüência de Jackson et al, possibilita determinar: 
1) O que ocorre na rocha durante a sua decomposição e posterior formação do solo; 
2) As transformações que ocorrem no próprio solo; 
3) O curso de intemperização de um solo ou de um sedimento e interpretar a ordem de 
sucessão dos minerais durante o processo de intemperização. 
Dessa maneira, observa-se que os solos cujos minerais predominantes estão entre os estágios 
de 1 a 5 são considerados pouco intemperizados; dos estágios 6 a 9 são considerados 
moderadamente intemperizados e, dos estágios 10 a 13 são considerados altamente 
intemperizados. 
Os minerais da, fração argila mais frequente em nossos solos aparecem nos últimos quatro 
estágios. A caolinita (estágio 10), vindo logo abaixo a montmorilonita (estágio 9), o que explica 
a ocasional presença deste mineral lado dos minerais dos últimos estágios. A gibbsita, produto 
da dessilicatização da caolinita, e alofana, aparece no estágio 1. Hematita estágio 12 e 
anatásio (óxido de titânio) estágio 13, são os componentes dos dois últimos estágios, sendo 
que o anatásio deve ser mais estável que a hematita, pois não é afetado em condições 
redutoras. 
O estado de evolução dos solos pode ser comparado, utilizando-se dos índices de 
intemperismo, levando-se em consideração os estágios da seqüência de estabilidade dos 
minerais menores que 2 (Jackson et al), obtendo uma intemperização média, que pode ser 
calculada como segue: 
IM = (p.s) (s) 
Onde: IM = intemperismo médio p = estágio de intemperização do mineral s = porcentagem do 
mineral 
Exemplo: 
Utilizando-se dos valores obtidos por SOUZA (1971) para um Latossol Vermelho escuro (LE) e 
um Latossol Vermelho Amarelo (LV), Tabela 2.9., calcular o intemperismo médio (IM) 
utilizando-se do subhorizonte Bw. Pergunta-se: Qual solo é mais intemperizado baseando na 
mineralogia da argila? 
Tabela 2.9. Composição mineralógica dos perfis Latossol Vermelho escuro (LE) e 
Latossol Vermelho amarelo (LV) da região de lracemápolis (SP), SOUZA, et al, 1971. 
Hori- Cauli- Gibbsita Material Mica Ver- Montmo- Total 
zontes nita amorfo miculita rilonita 
Latossol Vermelho Escuro (LE) 
Ap 63 - 18 3 6 - 90 
Bw 65 - 17 3 7 - 92 
IICI 50 - 15 7 20 - 92 
Latossol Vermelho Amarelo (LV) 
Ap 67 5 17 0 7 0 91 
Bw 73 8 12 0 2 0 95 
B31 68 8 13 3 3 0 97 
Cálculo para o LE: 
92 92 
Cálculo para o LV: 
95 95 
O solo mais intemperizado é o Latossol Vermelho amarelo (LV), pois apresenta um maior 
índice de intemperismo. 
3 - FATORES DE FORMAÇÃO DE SOLOS 
O solo é um corpo natural, formado sob a ação de fatores e processos, que interferem em sua 
diferenciação e caracterização, e com propriedades diferentes dos corpos que atuaram em sua 
evolução (Tabela 3.1.). Os fatores são agentes externos, enquanto os processos são 
fenômenos internos, responsáveis pela formação dos solos. 
Tabela 3. 1. A formação e morfologia de solo resulta da interação de fatores e processos de 
formação. 
(externos) (internos) 
- material de origem - adições 
- organismos - perdas 
- relevo - translocações 
- tempo - transformações 
Fatores de formação Processos de formação 
O fator de formação do solo, pode ser definido como agentes, forças, condições ou 
combinações entre eles, que influenciou ou podem influenciar sobre o material de origem com 
a potencialidade de determinar sua mudança. 
Os fatores de formação segundo JENNY (1941), atuam de acordo com a equação: 
S = f (cl, o, mo, top, t ) 
onde: 
 
= fatores desconhecidos 
S = solo f = função de cl = clima o = organismos (plantas, animais) top = topografia t = tempo 
mo = material de origem 
Do estudo dos fatores de formação se estabelece diferença entre fatores ativos (clima e 
organismo) e fatores passivos (materialde origem, relevo e tempo) sendo o principal destes 
últimos o relacionado com a rocha à partir da qual se constitui o solo. 
Mediante a ação dos fatores de formação, a rocha se altera e origina um meio (corpo natural) 
que será mais diferenciado dela à medida que os fatores atuarem com maior intensidade. Um 
solo jovem porém, terá maior relação com a rocha que o originou, se comparado com um solo 
maturo, o qual alcança seu estado de equilíbrio com a vegetação e o clima. 
Na equação 1, S é uma variável dependente e os fatores são considerados variáveis 
independentes. O estudo de um determinado fatore feito considerando-se os demais como 
constante, assim: 
S = f (mo) cl, o, top, t, onde: 
S é função apenas de mo (variável independente) 
A colocação dos fatores de estudo em forma de uma equação traz uma série de 
inconvenientes, entre os quais a quantificação e a dependência de certos fatores. Assim, se 
considerarmos o fator biótico e o material de origem, estes não podem ser quantificados. Na 
maioria das vezes, eles podem ser descritos em termos qualitativos. Por outro lado, os 
organismos são dependentes do clima e das características do solo, não podendo ser 
considerado como variável independente. 
Dessa maneira, os fatores de formação serão tratados como fatores em si, e não, tomando 
parte de uma equação. Também não é possível colocar tais fatores em ordem de importância, 
pois são interdependentes e sua importância relativa nem sempre é a mesma. 
3.1. Material de origem 
Há uma influência acentuada em muitas propriedades do solo nos mais variados graus. Nos 
estágios iniciais de intemperização é que esta influência é destacada, decrescendo à medida 
que o regolito cresce. 
As principais idéias relacionadas com o material de origem são: a) Tipos de materiais de 
origem: 
- materiais orgânicos - materiais inorgânicos (minerais) 
- rochas ígneas 
- sedimentares e 
- metamórficas 
- rochas variáveis em composição mineralógica e química. 
b) Mecanismos de alteração: mecanismos físico-químicos e de alteração biológica. c) Produtos 
resultantes da alteração: argilas e minerais resistentes alteração. 
d) O material de origem está intimamente relacionado, através de seus constituintes, com o 
aparecimento de elementos menores e com a humificação dos materiais orgânicos presentes 
no solo, 
O que deve ser observado é que, por definição, o material de origem é o material que deu 
formação ao solo. Alguns autores afirmam que o horizonte C (termo puramente descritivo) é o 
material de origem. Se material de origem é material à partir do qual o solo se formou, existindo 
solo não existe mais material de origem. O horizonte C pode representar, portanto, o 
remanescente do material de origem. Mesmo a afirmação de que os horizontes A e B se 
formaram através do material idêntico ao C é perigosa, pois, em muitos casos, a rocha que deu 
origem ao solo pode não ser homogênea. 
Características importantes das rochas na formação dos solos 
A influência dos materiais inorgânicos (minerais) na formação do solo está intimamente 
relacionada com as características das rochas que tenham efeito na formação do solo, sendo 
que as principais são: 
Composição mineralógica da rocha ou do material de origem 
O conhecimento da composição química e mineralógica das rochas nos dá subsídios para 
avaliar as prováveis características físicas e químicas dela decorrentes, sendo que é 
imprescindível que se considere o clima da região. Na tabela 3.2. pode-se observar a 
composição química de algumas rochas. 
As propriedades físicas e químicas afetam a formação do solo através de: a) Teor de 
elementos nutritivos existentes no solo. 
De um modo geral o solo será tanto mais rico em elementos nutritivos quanto menos ácida é a 
rocha formadora do material de origem. 
Esta acidez e alcalinidade referem-se, aos teores de sílica existentes na rocha que são: 
Rochas ácidas - Quando os teores em SiO2 forem superiores a 65%. Neste caso a quantidade 
de SiO2 é tal, que forma os silicatos e ainda sobra, sendo que esta sobra é cristalizada sob a 
forma de quartzo. 
Rochas neutras - Quando o teor de SiO2 é de 65 a 52% (pouco ou nenhum quartzo) e, 
Rochas básicas - Quando o teor em SiO2 ocorre na proporção de 52 a 45%. 
Neste caso há ausência de quartzo. Deve ser frisado que os termos ácido, básico ou neutro, 
absolutamente nada tem a ver com os respectivos caracteres químicos, ou seja com a 
concentração hidrogeniônica. São termos químicos incorretos, mas de uso clássico em 
Petrologia.