Mineralogia do solo

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3. MINERALOGIA DO SOLO 
Principais minerais primários no solo: 
 Quartzo 
 Feldspato-K (ortoclásio) 
 Mica biotita 
 Mica muscovita 
 
Principais minerais secundários no solo: 
 Aluminossilicatados: caulinita; vermiculita, montmorilonita, VHE, clorita 
 Óxidos e hidróxidos: hematita, goethita, gibbsita 
 
Unidades cristalográficas básicas: 
 Tetraedros e octaedros 
Técnicas para identificação 
 Difração de raios X 
 Análise termo-diferencial (ATD) 
 Microscopia eletrônica 
 Métodos químicos 
 
Por que a mica moscovita é mais resistente ao intemperismo que a mica biotita? 
(Minerais Dioctaedrais e Minerais Trioctaedrais) 
Mica Muscovita 
K2 (Si6Al2) (Al)4 O20 (OH)4 
Mica Biotita 
K2 (Si6Al2) (Fe, Mg)6 O20 (OH)4 
Poro hexagonal: 1,68 Å e o raio iônico do K = 1,33 Å 
 
 
3.1 GÊNESE DOS MINERAIS SECUNDÁRIOS NO SOLO (intemperismo) 
 
Os minerais secundários são diretamente formados na pedosfera, por: 
Transformação → composição química modificada, mas a estrutura é preservada. 
Neoformação → formados a partir dos produtos da alteração dos silicatos. 
 
 
 
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3.1.1 Gênese dos Minerais Secundários por Transformação 
 
 
 
 
 
 
Mica Muscovita 
K2 (Si6Al2) Al4 O20 (OH)4 
CE: 240 cmolc.kg
- 
CTC: 20 – 40 cmolc.kg
- 
ASE: 60 m2.g- 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
d= 10Å 
K+ 
Al3+ 
K+ 
Al3+ 
d= 10Å 
Vermiculita 
K(Si7Al) Al4 O20 (OH)4 
CE: 120 – 160 comolc.kg
- 
CTC =CE 
ASE = 750 m2. g- 
Mineral 20 expansivo 
Tipo 2:1 
 
 
 
d= 10Å a 14Å d= 10Å a 19Å 
Montmorilonita 
M0,67 (Si8) (Al3,33 Mg0,67) O20(OH)4 
CE: 80 – 120 comolc.kg
- 
CTC = CE 
ASE: 800 m2 g- 
Mineral 20 expansivo 
Tipo 2:1 
 
Muito Mg2+ na zona de intemperismo. 
Lenta remoção de bases – drenagem 
dificultada ou impedida. 
H+ H+ 
H+ 
H+ 
K+ 
Al3+ 
K+ 
Al3+ 
Ca2+ 
Mg2+ Si4+ 
Ilita 
K1,5(Si6,5 Al1,5) Al4 O20 (OH)4 
CE: 200 comolc.kg
- 
CTC: 15 -40 comolc.kg
- 
ASE: 100 -200 m2.g- 
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EXPECTATIVA DE COMPORTAMENTO DOS MINERAIS FILOSSILICATADOS EM RELAÇÃO A SUA 
DISTÂNCIA d(001), AO SEREM SUBETIDOS AOS TRATAMENTOS COM Mg, K, Mg COM ETILENO 
GLICOL E AQUECIMENTO A 500 0C 
Mineral Mg K Mg COM ETILENO GLICOL 550 0C 
Caulinita 7,2 Å 7,2 Å 7,2 Å 7,2 Å 
Vermiculita 14Å 10 Å 14 – 16 Å 10 Å 
Montmorilonita 16 Å 12 -14 Å 16 -18 Å 10 Å 
VHE 14 Å 14 Å 14 Å 10 – 11 Å 
Clorita 14 Å 14 Å 14 Å 14 Å 
 
Observações importantes: 
 
O intemperismo das micas se dá basicamente de duas formas: 
 
d = 7 Å 
Caulinita 
Al2Si2O5(OH)4 
CE = 0 
CTC = 3 – 15 cmolc kg
- 
ASE = 10 – 20 m2 g- 
 
pH < 5,0 
Rápida remoção de bases 
Drenagem excelente 
Gibbsita 
γ- Al(OH)3 
Mineral não silicatado da fração argila 
 
Drenagem excelente 
Clima quente e úmido 
 
H+ 
Si4+ 
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1. Intemperismo preferencial dos potássios entre camadas, que ocorre principalmente em 
partículas menores dos minerais. Como resultado tem-se a desagregação contínua das lâminas 
formando-se pedaços de micas e minerais secundários. 
2. Intemperismo das bordas dos cristais que acontece aonde a partir das mesmas e vão avançando 
pela estrutura, culminando na transformação total da estrutura micácea em minerais secundários. 
As micas, em geral, são intemperizadas devido aos seguintes fatores: 
 
1. Íons H+são incorporados aos oxigênios apicais formando hidroxilas. Os H+ então 
tendem a exercer efeitos repulsivos sobre os K entre camadas, desestruturando os 
minerais; 
2. Oxidação do Fe2+ a Fe3+ o que diminui a carga negativa da estrutura das micas, 
aumentando seu caráter eletropositivo que atua no sentido de repulsar o K entre 
camadas. 
3. Destruição dos tetraedros com Al como substituição isomórfica do Si. Isso faz com 
que a diminuição da taxa de tetraedros de Al em relação os de Si provoque uma 
queda na carga líquida negativa do mineral, aumentando seu caráter eletropositivo, 
repelindo, portanto o K entre camadas. 
Outro ponto importante que afeta o intemperismo das micas é a natureza do mineral em 
transformação. As duas principais micas são a muscovita e a biotita e elas são bastante diferentes. 
Muscovita é uma mica dioctaedral que apresenta o K entre as camadas 2:1. 
A hidroxila que está diretamente sobre o poro ditrigonal na estrutura da muscovita incide 
diretamente sobre o K da estrutura. Como H e K têm carga positiva, eles tendem a se repelir. O 
efeito dessa repulsão é o deslocamento do íon H em direção ao sítio octaédrico vazio da estrutura 
da mica dioctaedral. 
No caso da biotita, que é uma mica trioctaedral, todas as posições estão preenchidas e vai 
existir um Mg ou Fe na posição antes vaga. O resultado disso é que o H não conseguirá se 
direcionar em direção ao poro e incidirá diretamente sobre K entre as camadas, desestabilizando a 
ligação do K entre camadas. A implicação prática disso é que a biotita perde bem mais facilmente 
o K comparado com a muscovita. 
Outro aspecto importante a se salientar é que existe uma diferença marcante na 
coordenação do K nessas duas micas. Na muscovita, mica dioctaedral, existe maior distorção do 
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poro ditrigonal e o K apresentará número de coordenação aproximadamente 6. Na biotita, por ser 
uma mica trioctaedral e com menor distorção do poro ditigonal, o número de coordenação do K 
será possivelmente maior. Portanto, a magnitude das forças que atraem o K na muscovita será 
maior que na biotita. 
Em termos mais simples as condições propícias para intemperização da muscovita vão ser 
aquelas típicas de um solo ácido. Todas as fontes de K têm que ser exauridas, então, não se espera 
que a muscovita comece a se intemperizar significativamente até que se tenha um solo bem ácido. 
Portanto, o que torna a biotita mais facilmente intemperizável do que a muscovita é, 
principalmente, a uma das seguintes situações: 
1. O íon H+ das oxidrilas apicais incide diretamente sobre o K+ entre lâminas, uma vez 
que não existem sítios octaedros vazios na estrutura da mica como ocorre na 
muscovita. Em síntese o preenchimento total dos sítios octaedros faz com que a 
carga positiva presente nesses sítios reflitam sobre o H+, que por sua vez 
permanece incidindo diretamente sobre o K+, o que causa instabilidade da 
estrutura mineral. Nas muscovitas os sítios octaédricos vazios permitem que o H+ 
se desloque em sua direção devido à repulsão exercida pela carga positiva do K+. 
2. O Fe2+ pode ser oxidado a Fe3+ nas biotitas, reduzindo, portanto a quantidade de 
cargas negativas é reduzida culminando na instabilidade do K+ entre camadas e 
favorecendo o intemperismo; 
3. Parece que o número de coordenação do K no caso das biotitas é maior do que o 
das muscovitas o que também causa instabilidade dos K entre camadas. 
 
Por essas razões as biotitas apresentam velocidade de perda do K entre camadas de 10 a 
100 vezes mais rápido do que a muscovita, o que é responsável pela rara presença das micas 
escuras em solos muito intemperizados. 
Como regra geral as micas são em um primeiro estágio transformadas em vermiculitas 
(micas hidratadas, argilominerais com expansibilidade limitada), depois a esmectitas 
(argilominerais 2:1 expansíveis com fórmula Na0,67Si8 (Al3,33Mg0,67) O20 (OH)4), a caulinita e 
posteriormente a gibbsita. Em condições de clima tropical, onde o intemperismo é intenso, 
vermiculitas e esmectitas praticamente não são encontradas, o que pode indicar o já cumprimento 
de todas as etapas de transformação da mica ou a transformação direta de mica ou vermiculita a 
caulinita ou gibbsita. 
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Poliedros de coordenação (tetraedro e octaedro) 
 
 
 
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A ilita é o mineral argiloso mais abundante nos xistos argilosos e nos argilitos, e ocorrem 
em outras rochas sedimentares, incluindo o calcário. Pode formar-se pela alteração dos silicatos, 
particularmente do feldspato, pela modificação diagenética de outras argilas, pela degradação da 
moscovita ou ainda pela recristalização de sedimentos coloidais. 
As montmorilonitas podem decompor-se nas variedades sódicas e cálcicas. As primeiras 
são designadas por bentonitas expansivas, as segundas por bentonitas não expansivas. Têm 
grande CTC. As partículas são lamelares, mas tendem a apresentar formas alongadas se a 
substituição for intensa. 
Portanto a formação de argilominerais a partir do intemperismo das micas é dada por: 
Exemplos de reações de intemperismo da muscovita são: 
 Muscovita Gibbsita 
KAl3Si3O10(OH)2 + H
+ + 9H2O 3Al(OH)3(s) + 3H4SiO40 + K
+ 
 Muscovita Caulinita 
2KAl3Si3O10(OH)2 + 2H
+ + 3H2O 3Al2Si2O5(OH)4 + 2K
+ 
 
Uma das reações de intemperismo da biotita é descrita a seguir. A biotita sofre reações de 
hidrólise e de oxidação. As reações de hidrólise são responsáveis pela perda de sílica da estrutura 
formando os argilominerais e gibbsita. Já as reações de oxidação são responsáveis pela 
transformação, principalmente, do Fe2+ a Fe3+, tendo como produto final a hematita em solos bem 
drenados ou goethita em solos com drenagem não tão eficientes ou com presença em maior grau 
de matéria orgânica. 
 Exemplo de reação de intemperismo da biotita: 
2 KMg2Fe(OH)2AlSi3O8 + 10H2CO3 + ½ O2 + n H2O ↔ 2KHCO3 + 4 Mg(HCO3)2 +Fe2O3 + 
Al2Si4O10(OH)2 . n H2O + 2 H4SiO4 
 
 Enfim, podemos esperar de modo geral, solos derivados de rochas ácidas cristalinas, 
mantidas as mesmas condições de intemperismo, apresentarem-se mais arenosos do que os 
originados de rochas básicas, devido a maior presença de SiO2 que é resistente ao intemperismo e, 
portanto, está presente principalmente na fração areia dos solos. 
 
 
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3.1.2 GENESE POR NEOFORMAÇÃO 
Os Feldspatos de sódio e potássio estão entre os mais estáveis dos silicatos cristalinos. Em 
condições de média lixiviação estes podem se intemperizar produzindo inicialmente ilita ou 
montmorilonita gerando como produto final a caulinita e a haloisita. Em condições de intensa 
lixiviação, os álcalis e a sílica dos feldspatos podem ser removidos e estes são pseudomorfizados 
em minerais de bauxita (Gibbsita). 
 
Albita (plagiocasio) Haloisita 
2NaAlSi3O8 + 9H2O Al2Si2O5(OH)4 2H2O + 2H2SiO3 + 2NaOH 
 
Sanidine 
(feldspato potássico) Ilita 
2KAlSi3O8 + 8H2O KAl2(AlSi3)O10(OH)2 + 6H2SiO3 + 2KOH 
 
Ilita Caulinita 
KAl2(AlSi3)O10(OH)2 + 5H2O 3Al2Si2O5(OH)4 + 2KOH 
 O intemperismo dos minerais silicatados ocorre principalmente por processos químicos de 
hidrólise. A hidrólise consiste de uma reação entre íons H+, provenientes da ionização da água, que 
entra nas estruturas dos minerais provocando o deslocamento dos cátions alcalinos (K+ e Na+) e 
alcalinos-terrosos (Ca2++ e Mg2++) que são liberados para a solução. Com isso a estrutura do 
mineral na interface sólido/solução de alteração rompe-se e libera Si e Al (átomos isolados: 
monômeros em grupos: polímeros) na fase líquida. Estes minerais podem recombinar-se 
ocasionando a neoformação de minerais secundários. A hidrólise ocorre sempre na faixa de pH de 
5 a 9. E dependendo do fluxo de água precipitado pode ser total ou parcial resultante dos 
diferentes níveis de eliminação dos elementos/substâncias dissolvidos. 
Em condições de pouca água e na presença de potássio e cátions octaedrais (Al3+, Fe2+, 
Mg2+) no processo de intemperismo dos feldspatos a quebra dos constituintes excede a remoção 
dos mesmos ocasionando a formação de ilita ou montmorilonita ou ambas formando depois 
caulinita e haloisita, porém quando há lixiviação (quebra igual a remoção), a taxa de 
desestruturação dos feldspatos é maior formando diretamente caulinita ou haloisita ou ambas. 
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Em rochas com elevado teor de alumínio e de álcalis de sílica os feldspatos transformam-se 
diretamente em gibbsita. 
No caso dos feldpatos, a hidrólise total elimina 100% da sílica e do potássio, porém isso só 
ocorre em condições de pluviosidade alta e drenagem eficiente. Com a hidrólise total do feldspato 
potássico forma-se hidróxido de alumínio (gibbsita) que é insolúvel na faixa de pH 5-9. Este 
processo resulta na concentração de Al e eliminação do Si (Alitização). 
 
 Ortoclásio Gibbsita 
KAlSi3O8 + 8H2O Al(OH)3 + 3H4SiO4 + K
+ + OH- 
 
Na hidrólise parcial pode ser formado caulinita ou esmectita de acordo com a eliminação 
do potássio: 
 Na formação da caulinita 100% do potássio é eliminado em solução, permanecendo 
66% da sílica e todo o alumínio. A sílica não eliminada recombina-se com o alumínio 
formando a caulinita com relação Si:Al de 1:1 (Monossialitização) 
 Ortoclásio Caulinita 
2 KAlSi3O8 + 11 H2O Si2Al2O5(OH)4 + 4H4SiO4 + 2K
+ + 2OH- 
 
 Na formação da esmectita apenas 87% do potássio e 46% da sílica são eliminados e 
permanência de todo o Alumínio. Neste caso a relação Si:Al é de 1:1(Bissialitização). 
Ortoclásio Esmectita 
2,3 KAlSi3O8 + 8,4 H2O Si3,7Al0,3O10 Al2(OH)2 K0,3 + 3,2H4SiO4 + 2K
+ + 2OH- 
 
No intemperismo dos Anfibólios, na formação dos solos, estudando tais minerais, Stephen 
(1952) observou que a Hornblenda tinha como produtos iniciais a clorita com hematita, neste 
estágio muito SiO2, Al2O3, MgO, CaO e Fe são retidos como produtos secundários, como, por 
exemplo, a Clorita formando a Vermiculita: 
 
CLORITA → CLORITA-VERMICULITA → VERMICULITA 
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 Goldich (1938) e Alexander et al. (1941), citado por Loughnan (1969), estudando tal 
intemperismo em condições mais intensas ou passado grande período de tempo, a Vermiculita 
pode chegar a formação de Gibsita, seguindo a ordem de formação: 
 
VERMICULITA →ESMECTITA→ CAULINITA→ GIBSITA 
 
Onde: 
Goldich observa a formação da Esmectita a partir da Hornblenda, tendo uma retirada do 
íon Ca 2+ e, Alexander observou que as Hornblenda pode chegar a Gibbsita, como pode ser 
observado nos esquemas abaixo, consecutivamente: 
 
HORNBLENDA ( Ca 2+ ) → ESMECTITA 
HORNBLENDA → GIBSITA 
 
3.1.3 Algumas reações do intemperismo químico 
Como já estudado anteriormente, o intemperismo é o conjunto de modificações de ordem 
física (desagregação) química (decomposição) e biológica (desagregação e decomposição) que as 
rochas sofrem na superfície da terra. 
Intemperismo Químico: 
Superfície: 
Baixa temperatura e pressão,ambiente rico em água e oxigênio. 
Principal agente do intemperismo químico: H2O (H
+ e OH-) 
Reações do intemperismo químico: 
Hidrólise – hidratação – acidificação –oxidação – dissolução – carbonatação e quelação. 
Hidrólise → mais importante reação que atua no intemperismo químico → ação destrutiva dos 
silicatos. 
Silicato (mineral 10) + H2O + H
+ → mineral 20 + ácido silícico + cátions 
 
Solução de alteração: H+ + HCO3
 - + H20 
Solução de lixiviação: leva todos os cátions (K, Na, Ca e Mg e alguma SiO2) 
Mineral 20 (neoformado): argilomineral que combina Al e SiO2 com H20 
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Reações do intemperismo Químico: 
pH 5 -9 → hidrólise, hidratação, dissolução, oxidação. 
pH < 5 → acidólise 
 
1a- Hidrólise Parcial – Bissialitização 
Local com drenagem impedida ou dificultada (fluxo de soluções não intenso) 
87 % das bases eliminadas e 46% da sílica eliminada 
Alumínio móvel 
Regiões temperadas e áridas 
2,3 KAlSi3O8 + 8,4 H2O → Si3,7 Al0,3 O10 Al2 (OH)2 K0,3 + 3,2 H4SiO4 + 2 K
+ + 2 OH- 
 
1b- Hidrólise Parcial – Monossialitização 
Maioria dos solos ácidos de regiões tropicais e subtropicais 
100% bases eliminadas e 66% da sílica eliminada 
Alumínio móvel 
pH entre 5 e 9 
2 KAlSi3O8 + 9 H2O + 2 H
+ → Al2Si2O5(OH)4 + 4 H4SiO4 +2 K
+ 
 
1c- Hidrólise Total – Alitização 
Ocorre com pluviosidade e infiltração altas, para que haja renovação da solução de 
alteração e completa solubilização da sílica: Condições de drenagem livre e intensa. Regiões 
úmidas e/ou zonas elevadas do relevo 100% de sílica e bases elimiadas. 
pH entre 5 e 9. 
KAlSi3O8 + 8H2O + H
+→ Al(OH)3 + 3 H4SiO4 + K+ 
 
1d – Acidólise 
Regiões de clima frio com elevadas concentrações de matéria orgânica no solo. O pH é menor que 
5 devido a concentração de ácidos orgânicos solubilizando o Al e o Fe dos minerais. 
 
 
 
 
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1e- Acidólise Total 
Não há formação de minerias secundáriose o pH é menor que 3,0. 
Na acidólise total, todo o feldspato é solubilizado, gerando solos pobres em argila(solos 
podzólicos). 
 
Hidratação: atuação do dipolo da água, formando minerais hidratados. 
Ex: Anidrita _ Gipso: 
CaSO4 + 2H2O CaSO4.2H2O 
 
Dissolução: 
CO2 atmosférico 0,04%; CO2 no solo: 21% 
Transformação total do mineral em compostos solúveis Ex: formação de Cavernas e Dolinas 
Acidulação da água (formação do ácido carbônico): 
H2O+CO2 H2CO3 
Dissolução da rocha pelo ácido carbônico: 
H2CO3+CaCO3 Ca(HCO3)2 
 
Oxidação: o Ferro II pode estar presente nas rochas, tanto nos silicatos quanto nos 
óxidos. Este se oxida em presença de água para formar óxido (hematita, Fe2O3) ou 
hidróxido (goethita = FeO.OH). Esta reação acompanha a hidrólise, colorindo as argilas. 
2 FeSiO3 + 5H2O + +1/2 O2 2 FeOOH + 2H4SiO4 
 Piroxênio Goethita 
Que por desidratação: 
2 FeOOH Fe2O3 + H2O 
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3.1.4 Propriedades Químicas e Físicas dos Minerais de Argila 
 
A- Capacidade de Troca de Cátions (CTC) 
 
1.1 aspectos qualitativos 
Processo reversível e estequiométrico 
Processo de troca é instantâneo, porém, a difusão não. 
1.2 fatores que afetam a CTC 
Valência 
Al3+ > Ca2+ > Mg2+ > K+=NH4
+ > Na+ 
Valência e RIH – os íons com menor raio iônico hidratado são preferidos: 
Cs+ > Rb+ > K+ > Na+ li+ > H+ 
Concentração: princípio da ação das massas O aumento da concentração de um íon na solução 
do solo pode provocar um deslocamento de íons adsorvidos. Este princípio é utilizado em análises 
de solos como nas determinações de alumínio trocável e bases trocáveis. 
 Como forças eletrostáticas ocorrem nas trocas de íons, a lei de Coulumb pode ser utilizada 
para explicar a seletividade ou a preferência da superfície carregada por um íon em relação 
a outro. 
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 A interação da matéria orgânica com a caulinita e óxidos pode baixar o PCZ do solo. 
 
B- Fenômenos de Sorção Química 
 
Adsorção não específica ou complexo de esfera externa 
Há ao menos uma molécula de água entre o adsorbato e o grupamento funcional de 
superfície do mineral. Não ocorre ligação de coordenação, o que diminui a energia de interação, 
mas é forte o suficiente para impedir que os íons e as moléculas sejam carregados pela água que 
se infiltra no perfil; há apenas uma atração eletrostástica entre os íons e a superfície de carga 
oposta. Os cátions (Al3+ Ca2+ Mg2+ K+NH4
+ Na+ ) e ânions (NO3
- , Cl-, SO4
-2 , Br-) que mantêm sua 
água de hidratação ao serem adsorvidos pelas cargas negativas e positivas das partículas minerais 
e orgânicas do solo são exemplos típicos de íons que formam complexos de esfera-externa. Os 
cátions e ânions adsorvidos na forma de complexos de esfera externa são comumente 
denominados de íons trocáveis, porque podem ser deslocados dos sítios de adsorção por outros 
cátions e ânions presentes na solução do solo. 
 
Adsorção específica de íons ou complexos de esfera interna 
 Complexo de esfera interna forma-se quando nenhuma molécula de água se interpõe 
entre o grupo funcional de superfície e o íon ou molécula que se liga a ele, isto é, o íon liga-se 
diretamente ao grupo funcional de superfície. 
 A adsorção específica de íons pode aumentar a CTC. Por exemplo, a adsorção específica de 
ânions fosfato, silicato e sulfato podem aumentar a carga líquida negativa. 
 
Quimiossorção pela matéria orgânica do solo: 
Fonte de cargas negativas, porém, em solos de carga variável a MOS apresenta alta afinidade por 
cátions metálicos. Ex.: importância na manutenção de micronutrientes que seriam lixiviados em 
pH ácido 
 
Estabilidade da ligação metal-MOS afetada por fatores: 
Natureza química do grupo funcional 
Quantidade de cátions 
Temperatura, pH e a força iônica da solução 
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A pH = 5: Cu> Ni> Pb> Co> Zn> Mn> Mg 
 c.i. c.e.e. 
Porém, quanto maior for a concentração de MOS, menor será a disponibilidade de Zn. 
 
Quimiossorção de alumínio: 
Al3+ afeta a morfologia da raízes (curtas e grossas) e a adsorção de nutrientes e água. 
A MOS tem alta afinidade por Al3+ formando complexos de esfera interna. Logo, a adição de 
resíduos e o plantio também contribuem para este benefício também. 
Al complexado tanto na fase sólida como em solução (ácidos fúlvicos e biomoléculas) 
 
Quimiossorção de ânions: mesmos fatores que controlam a de cátions. 
Sequência de adsorção dos principais ânions do solo: 
H2PO4 
- > HPO4 
2- > MoO4
2- > SO4 
2- > NO3
- = Cl- 
Os óxidos e hidróxidos de Fe, Al, Mn, e mesmo as superfícies laterais dos minerais 
silicatados da argila, apresentam grupos funcionais de superfície capazes de adsorver 
quimicamente cátions metálicos, como complexos de superfície de esfera interna. Grupos 
funcionais da MOS também. 
 Quimiossorção de cátions c.e.i. = tendência a irreversibilidade devido a alta especificidade, 
e, a superfície do mineral torna-se mais positiva. 
 Cátions que podem ser adsorvidos especificamente: Zn, Cu, Fe, Mn, Ni (micronutrientes) Al, 
Cd, Pb (tóxicos) 
 Ordem geral de preferência baseada na eletronegatividade: 
Cu>Ni>Co>Pb>Cd>Zn>Mg>Sr 
Com base na eletrostática: 
A ligação mais forte pode ser formada pelo metal com maior razão de carga / raio. Isso 
pode resultar numa difrerente ordem de preferência para estes mesmos metais: Ni> Mg> Cu> Co> 
Zn>Cd> Sr> Pb e, que metais trivalentes como Cr3+ e Fe3+, devem ser quimiossorvidos 
preferencialmente sobre todos os divalentes (McBride,1994).