Apostila de Geologia e Mineralogia UNESP

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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA 
FACULDADE DE CIÊNCIAS AGRÁRIAS E VETERINÁRIAS 
CAMPUS DE JABOTICABAL 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Prof. Dr. José Marques Júnior 
 
 
 
 
 
 
 Jaboticabal – SP 
 2005 
UNIVERSIDADE 
ESTADUAL PAULISTA 
 APOSTILA DE 
GEOLOGIA E MINERALOGIA 
 1
CAPÍTULO 1. O SOLO E O ECOSSISTEMA 
 
1.1. Introdução 
 
 A agricultura é a exploração da energia solar possível pelo suprimento ade-
quado de água e nutrientes para manter o crescimento das plantas (MONTEITH, 
1958). 
 O comportamento das plantas quer sejam pertencentes à vegetação natural 
ou as referentes aos ecossistemas agrícolas, depende de uma série de fatores dire-
tos ou qualidades do ambiente e essas qualidades, por sua vez, dependem de fato-
res indiretos . 
Tabela 1. Qualidades ecológicas do ambiente agrícola e seus fatores determinantes (RESENDE, 
1988). 
 Qualidade do ambiente quanto 
a fatores diretos 
Fatores determinantes dessas 
qualidades (indiretos) 
 
R - Radiação solar 
Latitude, altitude, exposição, co-
bertura vegetal, nebulosidade, 
unidade atmosférica, poluição 
atmosférica 
 A - Água Precipitação, evapotranspiração, 
solo, planta 
 
Abióticos 
T - Temperatura Latitude, altitude, exposição e 
constituição do solo 
 O - Oxigênio Drenagem e permeabilidade do 
solo 
 G - Gás Carbônico Organismos, latitude, altitude, 
exposição e atividade industrial 
 V - Vento Exposição, latitude, altitude, re-
levo, continentalidade 
 N - Nutrientes Solo, organismos, clima 
 
Agrícolas 
E - Suscetibilidade á erosão Precipitação, solo (inclui relevo), 
cobertura 
 M - Impedimento à mecanização 
 
Relevo, textura, pedregosidade, 
drenagem, tipo de argila 
 P - Pragas 
Bióticos D - Doenças 
 H - Homem 
 2
As qualidades se interdependem fortemente. Os nutrientes constituem uma 
destas qualidades. As inter - relações de dependência entre os nutrientes (N) e os 
fatores indiretos (solo , organismos , clima), e ainda as inter- relações entre os nutri-
entes e outros fatores diretos, tais como radiação solar (R), água (A), temperatura 
(T), arejamento do solo (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1 - Esquema mostrando nutrientes como dependendo (a) genericamente do solo , clima e orga-
nismos, ( b ) das interações com outras qualidades do ambiente , como radiação (R) , 
água (A), temperatura (T), oxigênio (O) e erosão(E) (RESENDE, 1988). 
 
 O homem, diante de seus problemas ambientais tem assumido duas atitudes: 
ou os enfrenta tentando reduzi-los (práticas de redução), ou busca conviver com os 
mesmos (prática de convivência). A adubação e a irrigação são práticas de redução 
dos problemas de deficiência de nutrientes e água, respectivamente. O uso de vari-
edades tolerantes mostra o uso da prática de convivência. 
 
 
 
 
(a) 
ORGANISMOS 
SOLO CLIMA 
NUTRIENTES 
R 
A T 
O E 
NUTRIENTES 
 3
Tabela 2. Classificação das práticas agrícolas, em práticas de redução e de convivência. Estão excluí-
dos os deltas biológicos (pragas, doenças, etc), geográficos (localização, transporte etc.) e 
sócio-econômicos. 
Deltas Práticas de Redução Prática de Convivência 
Nutrientes, ∆F Adubação, calagem, aplicação de 
gesso, adubação verde etc. 
Espécies e variedades selecionadas; 
agricultura nômade com pousio e 
queima. 
Água, ∆A Irrigação, “mulch”, terraços, sul-
cos. 
Espécies e variedades selecionadas; 
lavoura seca; plantas de ciclo curto e 
época de plantio; culturas em faixas; 
“mulch”. 
Oxigênio, ∆O Drenagem, enleiramento. Espécies (arroz) e variedades sele-
cionadas; 
Erosão, ∆E Terraceamento, cordões em con-
torno, terraços em patamar, banco 
ou escada; banquetas individuais; 
enleiramentos permanentes; vale-
tamento; coveamento e encordo-
amento do mato. 
Semeadura em curvas de nível; cultu-
ras em faixas; cobertura do terraço; 
cultivos alternados; renques de vege-
tação cerrada; agricultura nômade, 
pequenos talhões; consorciação de 
culturas. 
Mecanização, ∆M Pouco usadas: nivelamento de 
terreno; preparo de terraços; reti-
rada de pedras. 
Ajuste dos implementos cada vez 
mais leves até a tração animal e 
mesmo implementos manuais, con-
forme o agravamento do desvio. Ajus-
te do implemento (tamanho de rodas, 
por exemplo). 
Temperatura, ∆T “Mulch”, sombreamento, combate 
à geada, estufa, estufim (fermen-
tação de material orgânico e co-
bertura plástica). 
Espécies e variedades selecionadas; 
época de plantio; profundidade de 
plantio. 
Luminosidade, ∆L Estufas, sombreamento, pintar 
branco. 
Espécies e variedades selecionadas; 
época de plantio; sombreamento. 
Gás Carbônico, ∆C Direcionamento, decomposição 
biológica. 
Espécies, variedades e espaçamento. 
Vento, ∆V Quebra-vento, alinhamento. Espécies e variedades selecionadas, 
tratos conforme hora do dia. 
 Poder-se-ia, por exemplo, representar esses problemas em forma de 
um tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a 
base. 
 4
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2. Inter-relações representadas pelo tetraedro (Resende, 1982) 
 
 
1.2 Os solos nos Ecossistemas 
 
 A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição 
peculiar (Pedosfera) . 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera. (Resen-
de, 1988). 
 Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as relações 
solo-planta sem esta atenção para o funcionamento deste sistema. A ecotessela (fi-
totessela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e permite, por exemplo, o en-
Hidrosfera 
Biosfera 
Atmosfera 
Litosfera 
Organismos 
Clima Solo 
Influência dos aspectos 
sócio-econômicos 
Pedosfera 
 5
tendimento da ocorrência de um solo pobre e vegetação rica numa região pluviosa 
(Floresta Amazônica) e solo pobre numa região com deficiência de água (cerrado). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 4. Esquema mostrando o ecossistema (tessela) formado de fitotessela e pedotessela. A eco-
tessela pode ser rica em nutrientes, estando estes praticamente só na fitotessela (floresta 
amazônica) ou na pedotessela (caatinga) (Resende, 1988). 
 
 
 
 
 
 
 Os solos mais profundos permitem a existência de um ecossistema mais está-
vel (Figura 5). 
 
FITOTESSELA 
PEDOTESSELA 
ECOTESSELA 
 OU 
 TESSELA 
 
ROCHA 
VEGETAÇÃO 
 6
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5. Esquema simplificado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições 
adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior parte 
de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é regra, pre-
dominam espécies capazes de vencer a competição por espaço, usando maior quantidade 
de energia na especialização de funções. (Modificado de PASCHOAL, 1987) 
 Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das 
forças bioclimáticas que transformam a rocha em solo, determina grandes variações 
no solo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
SOLO 
ROCHA-MÃE 
MATÉRIA ORGÂNICA –BIOMASSA – FLUXO DE NUTRIENTES – DIVERSIDADE - ESTABILIDADE 
R
O
CH
A 
EX
PO
ST
A 
ES
PÉ
CI
ES
 
PI
O
NE
IR
A
S 
ES
PÉ
CI
ES
 
O
PO
R
TU
-
NI
ST
AS
 
ESPÉCIES ESTÁVEIS 
(MATA ABERTA) 
ESPÉCIES ESTÁVEIS 
(MATA FECHADA ) 
 7
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 6. Fatores de formação do solo e pedogênese. 
 
 Quando as forças bioclimáticas são pouco intensas, como numa região mais 
seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os Latossolos - 
tendem a não existir e os imediatamente mais novos ocupam as suas posições. 
 A heterogeneidade de ambientes é, portanto, menor nos solos mais velhos 
(Chapadões do Planalto Central) e maior nos solos mais jovens. No Agreste Per-
nambucano, por exemplo, numa mesma propriedade existem solos que se prestam 
a pastagem (capim-raiz), enquanto a mandioca, muito importante na fabricação da 
farinha, só pode ser plantada nos solos mais profundos. 
 Essas idéias sobre a relação do solo com o ecossistema, foram extraídas da 
apostila: Solos Tropicais, de autoria do Prof. Mauro Resende (NEPUT-Viçosa-MG). 
Julgamos de extrema importância situar a litosfera no contexto global do ecossiste-
ma. O entendimento da sua interação com as demais esferas permite visualizar as 
complexas fases de evolução do ecossistema sintetizadas nos atributos do solo. 
CLIMA E ORGANISMOS 
PROCES-
TEMPO 
ROCHA EXPOSTA 
SO
LO
 
 8
CAPÍTULO 2. ESPÉCIE MINERAL 
 
2.1. Introdução 
 
 Espécie mineral é qualquer fase cristalina de natureza inorgânica. Essa defini-
ção impõe, de imediato, as 3 condições necessárias e suficientes para definir espé-
cie mineral: a - caráter inorgânico; b - ocorrência natural; c - estrutura cristalina. 
Qualquer parte do universo que preencha essas 3 condições é espécie mineral. 
 As rochas e os solos são formados, na sua quase totalidade, de minerais de 
diferentes espécies. Todos os minerais têm em comum o fato de possuírem estrutu-
ra cristalina. As propriedades de cada mineral decorrem da sua composição química 
e da natureza cristalina, ou seja, da sua condição de cristal. Então, o conhecimento 
do estado cristalino é fundamental para o estudo de mineralogia e, portanto, dos so-
los. 
 
2.2. Noções de cristalografia 
 
 A cristalografia é uma ciência que estuda o estado cristalino e foi desenvolvida 
inicialmente como um ramo da mineralogia que estuda a estrutura interna, a forma 
externa e as leis que governam o crescimento de cristais. 
 Todos os minerais tem uma determinada estrutura cristalina, isto é, seus íons 
constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espécie. Isto equivale a dizer 
que cada espécie mineral pertence a um determinado sistema e possui uma cela 
unitária específica. 
 
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária 
 
 A característica fundamental do estado cristalino é o arranjo regular dos áto-
mos, moléculas ou íons nas três direções do espaço. A distância, a partir da origem 
comum, a cada um dos átomos situados nos eixos cristalográficos X, Y e Z define os 
 9
parâmetros a0, b0 e c0 da cela unitária (Figura 7). Os eixos cristalográficos definem 
os ângulos αααα, ββββ e γγγγ, que combinados com os parâmetros caracterizam as substân-
cias cristalinas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 7. Eixos cristalográficos X, Y e Z, parâmetros e cela unitária. 
 
 Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara: 
 - Estrutura cristalina: minerais de arranjo atômicos (e moleculares) regulares 
de grande extensão em três dimensões. 
 - Estrutura não cristalina: não há o padrão anterior e o ordenamento dos áto-
mos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana. 
 - Estrutura para-cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo menos 
uma direção cristalográfica. Ex.:Iwojolita. 
 
- Cela unitária: o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal pode ser 
descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional, denomina-
da cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma e o tamanho 
da cela unitária são especificadas pelo comprimento de suas arestas e os ângulos 
entre as mesmas (Figura 8). 
 
XX
ββββββββ αααααααα
γγγγγγγγ
YY
ZZ
a0
b0
c0
 10
 
(100) a
b
c
(01
0)(00
1)
 
 
Figura 8. Representação da cela unitária em cristal de goethita. 
 
- Distância interplanar: é a distância entre dois planos paralelos do retículo cristalino, 
os quais contêm átomos, moléculas ou íons e podem ser traçados arbitrariamente 
(Figura 9). A distância interplanar é representada pela letra d e medida em ângström, 
que é igual a 10-8 cm. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 9. Representação do retículo cristalino, assinalando-se algumas famílias de planos possíveis, 
com as distâncias interplanares d correspondentes. 
 
- Espaçamento basal - é certo de que separa planos do retículo perpendicular ao 
eixo cristalográfico Z, e que nos argilo-minerais é um plano de fraqueza pelo qual o 
x 
a 
z 
y 
 
b 
XX
YY
dd33
dd 11
dd 22
 11
mineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última propriedade 
denomina-se clivagem (Figura 10). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 10. Planos de clivagem da mica. 
 
- cristais são onisotrópicos - sem características podem variar nas diferentes dire-
ções cristalográficas. 
- Desordem estrutural: a repetição infinita do padrão de átomos representa o cristal 
ideal teórico. De fato, o cristal real apresenta desvios em relação ao ideal, que se 
expressam como defeitos estruturais, sendo muito comuns em minerais dos solos. 
Algumas causas: (a) variação na composição atômica de um cela para outra; (b) 
deslocamentos direcionais de camadas que produzem diferentes arranjos no seu 
empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de camadas formando estrutu-
ras mistas, etc. 
 
2.2.2. Sistemas Cristalinos 
 
 Sistema Cristalino: dividindo-se o espaço em três planos, podemos produzir 
celas unitárias de vários tipos, dependendo de como arranjamos esses planos. Por 
exemplo, se os planos nas três direções estão espaçados de igual distância e mutu-
amente perpendiculares, a cela unitária será cúbica. Neste caso, as dimensões a, b 
e c são iguais e os ângulos entre eles são retos, ou a=b=c; e α=β=γ=90º. Atribuindo 
valores especiais ao comprimento dos eixos e ângulos, pode-se produzir celas unitá-
rias de vários tipos e conseqüentemente vários tipos de redes, desde que os pontos 
XX
ZZ
YY
 
 12
das redes estejam localizados nas arestas das celas. Utilizando critérios básicos de 
simetria, pode-se provar que apenas sete tipos diferentes de celas são necessárias 
para abranger todas as redes possíveis. Estas redes correspondem ao sete sistema 
cristalino, pelos quais todos os cristais podem ser classificados. 
 Algumas das 32 classes de cristais possuem características de simetria em 
comum com outras o que permite sua transferência para grupos maiores denomina-
dos sistemas cristalinos. Os seis sistemas cristalinos estão relacionados abaixo com 
os eixos cristalográficos e a simetria característica de cada um. 
 Simetria isométrico → todos os cristais deste sistema possuem quatro eixos 
ternários de simetria e são referidos aos três eixos perpendiculares entre si, de com-
primentos iguais (Figura 11). 
 Sistema hexagonal → todos os cristais deste sistema têm um eixo de simetria 
único ternário ou senário. Eles são referidos a quatro eixos cristalográficos, três ei-
xos horizontais, iguais, cortam-se em ângulos de 120o, o quarto é de comprimento 
diferente e perpendicular ao plano dos outros três (Figura 11). 
 Sistema tetragonal → um único eixo desimetria quaternário caracteriza os 
cristais deste sistema. Os cristais são referidos a três eixos mutuamente perpendicu-
lares; os dois eixos horizontais são de comprimento igual, mas o eixo vertical é mais 
curto, ou mais longo, do que os outros dois (Figura 11). 
 Sistema ortorrômbico → este sistema apresenta três elementos de simetria 
binária, isto é, planos de simetria ou eixos de simetria binários. São referidos aos 
três eixos perpendiculares entre si, todos de comprimento diferente (Figura 12). 
 Sistema monoclínico → estes cristais são caracterizados por um eixo de sime-
tria único, binário, ou por um plano de simetria único, ou pela combinação de um 
eixo binário e um plano de simetria. Os cristais são referidos aos três eixos desi-
guais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo oblíquo, sendo o 
terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (Figura 12). 
 Sistema triclínico → possui um eixo de simetria unitário como sua única sime-
tria. Este pode ser um eixo simples rotatório, ou um eixo unitário de inversão rotató-
 13
ria. Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, que se cortam formando ângu-
los oblíquos (Figura 12). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 11. Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbico ou 
isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos ângu-
los. α, β e γ correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão representadas as 
figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral que se cristaliza se-
gundo o sistema (Popp,1988). 
 14
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 2.3. Princípio da coordenação 
 
 
 
 
Figura 12. Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (D) ortorrômbico, (E) monoclínico , 
(F) triclínico (Popp, 1988). 
 15
 A formação dos minerais não é casual, obedece certas regras e teorias, das 
quais o princípio de coordenação é uma das mais importantes. 
 Qualquer que seja o processo de gênese (solução, fusão, sublimação, etc.) ao 
ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os íons iguais adquirem vizinhan-
ças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá-se o nome de 
coordenação - cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior número possí-
vel de íons de carga contrária, ligando-se de modo igual a todos eles. 
 Número de coordenação (NC) de um íon em relação a outro de carga contrá-
ria é o número de íons coordenados ao seu redor, isto é, é o número de vértices do 
poliedro de coordenação. 
 Na caulinita, por exemplo, o NC de Si4+ em relação a 02- é 4 e o NC de Al3+ 
em relação a OH- é 6 (Figura 13). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 13. Estrutura espacial da caulinita. 
 
 O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos tama-
nhos relativos dos íons coordenador e coordenado. Trata-se, em essência de se de-
terminar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de outra, de raio diferen-
te. 
 Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 8 íons fluor (coor-
denação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 4 íons cálcio 
(coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro de íons flúor 
 16
em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF2 e com as va-
lências usuais do Ca e do F. 
 No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das esferas em valor ab-
soluto, mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenados. Isto 
expressa-se pela relação de raios, RC/RA, onde RC é o raio do cátion e RA o raio do 
ânion, em unidades “angstron”. Portanto, se o íon coordenador for Si4+ e os íons co-
ordenados forem O2-, a relação de raios será RSi4+/RO2- = 0,42 Å/1,40 Å = 0,3. Sem-
pre que se tiver esferas cujos raios estejam nessa relação, é possível a sua partici-
pação na configuração tetraédrica. 
 Em resumo, são os seguintes os tipos mais freqüentes de coordenação nos 
minerais e seus respectivos limites de estabilidade. 
 
NC TIPO DE COORDENAÇÃO RELAÇÃO DE RAIOS 
12 
 8 
 6 
 4 
 3 
 2 
 cúbica compactada 
 cúbica 
 octaédrica 
 tetraédrica 
 triangular 
 linear 
1 
1 a 0,73 
0,73 a 0,41 
0,41 a 0,22 
0,22 a 0,15 
< 0,15 
 
 Na Figura 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de coordena-
ção. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 17
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 14. Esquema dos principais tipos de coordenação. 
 
 
 
 A tabela 3, mostra os valores de NC, calculados, observados na estrutura dos 
principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O2- (RO2- =1,40 Å). 
 
 
 
 
 
C O O R D E N A Ç Ã O 1212
C O O R D E N A Ç Ã O 88
C O O R D E N A Ç Ã O 44
C O O R D E N A Ç Ã O 66
C O O R D E N A Ç Ã O 33
C O O R D E N A Ç Ã O 22
12 
3 2 
6 
4 
8 
 18
 Tabela. 3. Número de coordenação dos principais cátions em relação ao O2- (RO2- = 1,40 Å). 
CÁTION RAIO (Å) RC/RO2- NC CALCULADO NC OBSERVADO 
Cs+ 1,67 1,19 12 12 
Ba2+ 1,34 0,96 8 8 a 12 
K+ 1,33 0,95 8 8 a 12 
Sr+ 1,12 0,80 8 8 
Ca2+ 0,99 0,71 6 6 a 8 
Na+ 0,97 0,69 6 6 a 8 
Mn2+ 0,80 0,57 6 6 
Fe2+ 0,74 0,53 6 6 
Li+ 0,68 0,49 6 6 
Ti4+ 0,68 0,49 6 6 
Mg2+ 0,66 0,47 6 6 
Fe3+ 0,64 0,46 6 6 
Al3+ 0,51 0,36 4 4 a 6 
Si4+ 0,42 0,30 4 4 
As diferenças entre o NC calculado e observado pode ser explicado de diversas maneiras. 
 
 2.4. Substituição Iônica 
 
 Na natureza, as espécies minerais formam-se a partir de sistemas de compo-
sição química muito complexa, de maneira que existe sempre a possibilidade de um 
íon ser substituído por outro, durante a formação de uma determinada espécie mine-
ral. Ocorrem variações em suas composições químicas, podendo atingir grandes 
proporções. A análise química de olivinas (Mg, Fe)2 SiO4, mostra, nos diferentes e-
xemplares, grande variação nos teores de Fe e Mg. Conhecem-se olivinas de com-
posições variando desde Mg2SiO4 até Fe2SiO4, com todos os teores intermediários 
de Mg e Fe. A análise de magnetita, FeFe2O4 , revela teores variáveis de Mn, Mg, Zn 
e Ni. Esses cátions aparentemente estranhos à composição química do mineral, não 
são considerados como impurezas, localizadas em interstícios da grade cristalina, 
mas fazem parte da estrutura do mineral, ocupando o lugar de outro cátion. Na olivi-
na, Mg e Fe ocupam posições equivalentes nos centros de octaedros de coordena-
ção. Na magnetita, Mn, Mg, Zn e Ni ocupam posições iguais às de Fe. 
 19
 O fenômeno é chamado substituição iônica. Ao contrário do que a palavra 
substituição sugere, não se trata da saída de um íon do retículo cristalino e da entra-
da de outro no seu lugar. O fenômeno ocorre no momento da formação do mineral: 
ao se reunirem cátions e ânions para formar as vizinhanças, cuja repetição ordenada 
formará o mineral, um determinado sítio da estrutura pode ser ocupado por qualquer 
íon que preencha as condições de tamanho e carga requeridas pelo edifício cristali-
no e que esteja disponível no ambiente de formação. 
 Embora a substituição iônica seja mais freqüente entre os cátions, também é 
comum entre ânions. Na apatita Ca5 (F, Cl, OH) (PO4)3, os ânions F-, OH- e Cl- subs-
tituem-se mutuamente em todas as proporções. A predominância de um ânion sobre 
os demais caracterizará um fluorapatita, cloroapatita ou hidroxiapatita. Ainda nos 
fosfatos, é comum a substituição de (PO4)3- por (ASO4)3- ou (VO3)3- em qualquerproporção. 
 A substituição iônica em minerais leva à formação de soluções sólidas, que 
são verdadeiras soluções de um sólido em outro. O cristal é perfeitamente homogê-
neo e nele não se reconhecem parte de um sólido ou de outro. É, portanto, a forma-
ção de soluções sólidas e é função principalmente do tamanho dos íons envolvidos. 
A presença de um íon na estrutura está condicionada a uma exigência de espaço, 
que deve ser suficiente para comportar o seu tamanho. 
 A substituição iônica entre íons de tamanho diferente é afetada pela tempera-
tura e é facilitada quando os íons envolvidos têm a mesma carga elétrica (valência). 
Esse fator, entretanto, não é limitante quando a diferença de carga for igual a 1. 
 Substituições entre íons de cargas diferentes ocorrem paralelamente a outras 
substituições compensatórias. 
 Geralmente, diferenças de cargas superiores a 1 dificultam ou impedem subs-
tituições, possivelmente por dificuldades no restabelecimento do equilíbrio de cargas, 
mesmo quando o tamanho não é fator limitante. 
 As substituições iônicas de cátions de maior valência por cátions de menor 
valência nem sempre são compensadas na estrutura de alguns minerais, principal-
 20
mente nos minerais de argila, resultando, como conseqüência um excesso de cargas 
negativas. 
 A quantidade de cargas negativas existentes no solo é medida pela Capaci-
dade de Troca de Cátions - CTC. É expressa em equivalentes miligrama por 100 
gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido a substituição iônica é 
chamada de CTC permanente. 
 Na tabela 4. encontram-se valores da CTC permanente de alguns minerais 
comuns do solo. 
 
Tabela 4. Capacidade de Troca de Cátions - CTC - permanente de alguns minerais comuns do solo. 
Mineral CTC permanente (meq/100 g) 
MONTMORILONITA (ESMECTITA) 112 
VERMICULITA 85 
ILITA 11 
CAULINITA 1 
GIBBSITA 0 
GOETHITA 0 
 
 A quantidade e o tipo de carga existente no solo é de extrema importância pois 
relaciona-se com inúmeras propriedades químicas e físico-químicas dos solos, prin-
cipalmente relacionadas a sua fertilidade. 
 
 2.5. Espécie Mineral 
 
 Espécie mineral é qualquer fase cristalina da natureza inorgânica. As condi-
ções desta definição admitem as seguintes considerações: 
 a) caráter inorgânico. Estão excluídas da definição todas as substâncias orgâ-
nicas. 
 b) ocorrência natural. Excluem-se da definição todas as substâncias elabora-
das pelo homem. Toda espécie mineral ocorre espontaneamente na natureza inor-
gânica. 
 21
 c) composição química. Toda espécie mineral tem composição química defini-
da, comum a todos os cristais da espécie. 
 d) estrutura cristalina. Todos os minerais têm uma determinada estrutura cris-
talina, isto é, seus íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espé-
cie. Isto equivale a dizer que cada espécie mineral pertence a um determinado sis-
tema e possui uma cela unitária específica. 
 
PROPRIEDADES ESSENCIAIS 
 
 A composição química e a natureza da estrutura cristalina são as proprieda-
des essenciais de uma espécie mineral, uma vez que é da sua interação que resulta 
o conjunto de propriedades da espécie. 
 Decorrem, então, os princípios básicos da Mineralogia: 
 1) Cada espécie mineral possui um conjunto de propriedades que a distingue 
das demais. 
 2) Cada cristal de uma mesma espécie mineral exibe o mesmo conjunto de 
propriedades, onde quer que se encontre e independentemente do seu tamanho. 
 
 2.6. Classificação das espécies minerais 
 
 O critério de classificação consiste em pelo menos um atributo comum entre 
um dos elementos de uma mesma classe. 
 O critério utilizado pode obedecer ao objetivo a que se destina a classificação; 
 a) Características cristalográficas. Os minerais podem ser classificados dentro 
dos 6 sistemas já descritos: minerais isométricos, tetragonais, hexagonais, ortorrôm-
bicos, monoclínicos e triclinicos . 
 b) Propriedades físicas. Qualquer propriedade física pode ser usada como 
critério de classificação: densidade, cor, dureza, brilho, etc. 
 c) Elementos presentes. Reúnem-se em uma mesma classe, minerais con-
tendo o mesmo elemento. 
 22
 d) Processo genético. Grupa seus minerais de acordo com o seu processo de 
gênese: magmático, metamórfico, sedimentar, pneumotolítico, hidroternal, etc. 
 e) Composição química. As espécies são classificadas de acordo com a natu-
reza do grupo aniônico, o que confere à classificação uma precisão e coerência que 
outros critérios não possuem. 
 Na tabela 5. estão representados as principais classes de classificação dos 
minerais, segundo o critério de composição química. 
 
Tabela 5. Classificação dos principais minerais baseado na composição química (Popp, 1988). 
ELEMENTOS 
Metais nativos Semimetais nativos 
Ouro Au Arsênio As 
Prata Ag Bismuto Bi 
Cobre Cu Não - metais nativos 
Platina Pt Enxofre S 
Ferro Fe Diamante C 
 Grafita C 
 23
 
ÓXIDOS 
Óxidos anídricos Óxidos hidratados 
Cuprita Cu2O Diaspóro AIO(OH) 
Gelo H2O Goethita FeO(OH) 
Cincita ZnO Manganita MnO(OH) 
Coríndon Al2O3 Limonita FeO(OH).nH2O 
Hematita Fe2O3 Bauxita Hidratados de Alumínio 
Ilmenita TiFeO3 Psilomelano BaMnMn8O16(OH)4 
Espinélio MgAl2O3 
Magnetita Fe3O4 
Franklinita (Fe, Zn, Mn) (Fe, Mg)2O3 
Cromita FeCr2O4 
Crisoberilo 
Cassiterita 
BeAl2O4 
SnO2 
 
Rutílo TiO2 
Pirolusita MnO2 
Columbita (Fe, Mn) (Nb, Ta)2O6 
Uraninita UO2 
SULFETOS 
Argentita Ag2 S Covelina CuS 
Calcocita Cu2S Cinábrio HgS 
Bornita Cu5FeS4 Estibina Sb2 S3 
Galena PbS Pirita FeS2 
Blenda ZnS Marcasita FeS2 
Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita AsFeS 
Pirrotita Fe1-XS Molibdenita MoS2 
Niquelita Ni As 
SULFOSSAIS 
Polibasita S11Sb2Ag16 
SAIS HALÓGENOS 
São compostos dos halógenos flúor, cloro, bromo e iodo com metais. 
Halita NaCl 
Silvita KCl 
Fluorita CaF2 
 
 
 24
 
CARBONATOS 
Grupo da Calcita Grupo da aragonita 
Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3 
Dolomita CaMg (CO3)2 Witherita BaCO3 
Magnesita MgCO3 Estroncianita SrCO3 
Siderita FeCO3 Cerusita PbCO3 
Rodocrosita MnCO3 
Smithsonita ZnCO3 Carbonatos básicos de cobre 
 Malaquita Cu2CO3 (OH)2 
 Azurita Cu3(CO3)2 (OH)2 
NITRATOS 
Nitro de sódio NaNO3 
Nitro KNO3 
BORATOS 
Boracita Mg3 B7O13 Cl 
Boráx Na2B4O7.1OH2O 
SULFATOS E CROMATOS 
Sulfatos anídricos Sulfatos básicos e hidratados 
Glauberita Na2Ca (SO4)2 Gipsita CaSO4 . 2H2O 
Barita BaSO4 
Celestina SrSO4 
Anglesita PbSO4 
Anidrita CaSO4 
Crocoíta PbCrO4 
FOSFATOS ARSENIATOS E VANADATOS TUNGSTATOS E MOLIBDATOS 
Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4 
Apatita Ca (F, Cl, OH) (PO4)3 Scheelita Ca WO4 
Piromorfita Pb6 Cl (PO4)3 Wulfenita PbMoO4 
Turquesa CuAl6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O 
(Tectossilicatos) 
Grupo do quartzo 
Quartzo SiO2 
Tridimida SiO2 
Cristobalita SiO2 
Opala SiO2 . nH2O 
 25
Grupo dos Feldspatos 
Ortoclásio KalSi3O8 
Microclínio KalSi3O8 
Albita * NaAlSi3O8 
Oligoclásio * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 
Andesina * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 
Labrodorita * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 
Bytownita * (Na, Ca) (Al, Si)4O8 
Anortita * CaAl2Si2O8 
Grupo dos feldspatóides 
Leucita KAlSi2O6 
Nefelina (K, Na) (AlSiO4) 
Sodalita Na4 (AlSiO4)3Cl 
Família das zeolitas 
Heulandita Ca (Al2Si7O18) . 6 H2O 
Estilbita Ca (Al2Si7O18) . 7 H2O 
Natrolita Na2 (Al2Si2O10) . 2 H2O 
Analcima Na (AlSi2O6) . H2O 
Filossilicatos 
Caulinita Al4Si4O10 (OH)8 
Talco Mg3Si4O10 (OH)2 
Serpentina Mg6Si4O10 (OH)8 
Clorita ** Mg3Si6O10(OH)2 .Mg3 (OH)6 
Moscovita ** KAl2 AlSi3O10 (OH)8 
Biotita ** K (Mg, Fe)3 AlSi3O10 (OH)2 
Lepidolita ** K2Li3Al3 (AlSi3O10)2 (OH, F)4 
Inossilicatos 
Anfibólios 
Tremolita Ca2Mg5Si8O22 
Actinolita Ca2 (Fe, Mg)5SiO8O22 
Hornblenda Ca2Na(Mg, Fe)4 (Al, Fe, Ti) (Al, Si)8O22 (O, OH)2 
Piroxênios 
Diopsídio (Mg, Ca) Si2O6 
Augita (Mg, Fe, Ca) Si2O6 
Enstatita MgSiO3 
Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3 
 26
 
CICLOSSILICATOS 
Berílio Be3Al2 (Si6O18) 
Turmalina (Na, Ca) (Al, Fe, Li, Mg)3Al6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4 
SOROSSILICATOS 
Epidoto Ca2 (Al, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) 
Idiocrásio Ca10 (Mg, Fe)2 Al2(SiO4) (Si2O7) (OH)4 
NESOSSILICATOS 
Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4) 
Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3 
* Série do plagioclásios 
** Micas 
 
2.7. Minerais das rochas e dos solos 
 
 Existem dois grupos de minerais que possuem grande importância no contex-
to agronômico como constituintes de rochas e de solos: grupos dos silicatos e grupo 
dos óxidos e hidróxidos. 
 Os principais minerais constituintes de rochas e, portanto, significativos como 
material de origem de solos, pertencem ao grupo dos silicatos. Rochas comuns, ex-
tremamente abundantes e disseminadas, como granitos, diabásios, basaltos, areni-
tos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteiramente constituídas de silicatos, 
conforme se verifica nos exemplos (Figura 15.) de composições mineralógicas, em 
que os minerais do grupo dos silicatos estão assinalados com (*). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 27
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos si-
licatos, como já foi dito, e dos óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio, estando 
estes associados aos silicatos e também apresentam-se comumente em áreas signi-
ficativas do território brasileiro. 
 
- Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em que medida 
ela é expressa ? 
 CTC são cargas negativas presentes no solo. A CTC é expressa em equiva-
lentes miligrama por 100 g de material. 
 - citar (apenas citar) os 6 sistemas cristalinos. 
 - sistema isométrico; 
 hexagonal; 
 tetragonal; 
 ortorrômbico; 
 monoclínico; 
 triclínico; 
 
- O que você entende por substituição iônica ? Quais os fatores que condicionam a 
substituição iônica ? 
-4
SiO4 -4
0-2
Si+4
 
Figura 15. Esquema de tetraedros (SiO4)-4. 
 
 28
 A substituição iônica seria a troca de íons ou grupos de íons em uma estrutura 
cristalina por um outro íon ou grupo iônico. Os fatores que condicionam são: 20 ta-
manhos relativos dos íons envolvidos, a temperatura a qual se forma o mineral e a 
carga ou valência dos íons. 
 Quanto mais próximos os raios iônicos dos elementos envolvidos, mais fácil é 
a substituição. Quanto mais alta a temperatura , maior a possibilidade de troca. A 
substituição é facilitada quando os íons tem a mesma valência, porém, aceita-se 
uma diferença de até 1 unidade. 
 29
CAPÍTULO 3. GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS 
 
 3.1. Generalidades 
 Os óxidos e hidróxidos constituem uma extensa classe de minerais em que os 
cátions de um ou mais metais estão combinados com O2- ou OH-, sendo que um dos 
cátions pode ser H+. 
 A maior parte dos óxidos e hidróxidos está localizada na parte superior da li-
tosfera, em contato com a atmosfera e, portanto, com oxigênio livre. Decorre daí sua 
importância, porque é precisamente este o cenário em que se formam os solos. 
 Os óxidos e hidróxidos são classificados de acordo com o número de íons O2- 
ou agrupamentos OH- e quanto ao(s) cátion(s) acompanhante(s). 
 Sendo A e B cátions, a classificação dos principais óxidos e hidróxidos é a-
presentada na Tabela 6, assinalando-se com maiúsculas os de maior interesse para 
solos. 
Tabela 6. Classificação dos óxidos e hidróxidos. 
ÓXIDOS EXEMPLOS 
1- Tipo A2O H2O gelo 
 Cu2O cuprita 
2- Tipo AO ZnO zincita 
 CuO tenorita 
 MgO periclasita 
3- Tipo AO2 SnO2 cassiterita 
 TiO2 rutilo 
 MnO2 manganita 
 UO2 uraninita 
 ThO2 thorianita 
4- Tipo A2O3 Al2O3 coríndon 
 Fe2O3 HEMATITA 
5- Tipo ABO3 CaTiO3 perowskita 
 FeTiO3 ILMENITA 
6- Tipo ABO2 HAlO2 diásporo 
 HFeO2 GOETHITA 
7- Tipo AOOH AlOOH boemita 
 FeOOH LEPIDOCROCITA 
8- Tipo AB2O4 MgAl2O4 espinélio 
 FeCr2O4 cromita 
 BeAl2O4 crisoberilo 
 FeFe2O4 MAGNETITA 
HIDRÓXIDOS 
A (OH)n Mg(OH)2 BRUCITA 
 Al(OH)3 GIBBSITA 
 30
 A maioria dos óxidos de Al, Fe, Mn é uma parte dos de Si e Ti, são NEO-
FORMAÇÕES TÍPICAS DA PEDOGÊNESE. Sua extensão de formação depende 
das condições de Intemperismo - lixiviação: 
 - Dessilicatização lenta = predomina formação de argilominerais acompanha-
da de óxidos; 
 - Dessilicatização rápida = concentram-se principalmente os óxidos de Al e 
Fe. 
 
 Estes minerais ocorrem na forma de cristais muito pequenos, unidos em mi-
croagregados ou depositados na superfície de outros minerais, e assim dissemina-
dos no solo; ou em acumulações localizadas (mosqueados, nódulos, concreções, 
ferricretes, lateritas, placas, etc.) o que se destacam no solo ou na paisagem. 
 
PROPRIEDADE DOS ÓXIDOS 
 
 O desenvolvimento de carga variável nos óxidos origina-se de grupos OH peri-
féricos. 
 As cargas desenvolvem na superfície hidroxiladas por dissociação ou adsor-
ção de prótons. 
 pH no qual, em ausência de adsorção específica, a superfície não tem carga é 
denominado ponto isoelétrico (PIE); 
 pH onde carga superficial líquida é zero - PCZ 
 pH do PCZ do quartzo < 2; anatásio 6-7 
 A matéria orgânica, óxido Si, fosfato e argila minerais diminuem PCZ dos óxi-
dos; 
 
 A. Quando o pH é mais ácido que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (+), atra-
indo ânions (Si e P). 
 B. Quando o pH é mais alcalino que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (-), 
atraindo cátions. 
 31
 
 3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro 
 
 Ferro é um dos principais constituintes da litosfera (5,1%). Nas rochas mag-
máticas e metamórficas ocorrem, principalmente nos silicatos ferromagnesianos, na 
forma Fe2+. Nos solos, o teor médio de ferro é da ordem de 4%, podendo chegar até 
35% em solos derivados de basaltos e diabásios. 
 As duas formas de oxidação do Fe: Fe2+ e Fe3+ e condições ambientais influ-
em na formação, transformação e características dos diferentes minerais de ferro. 
 
PRINCIPAIS ÓXIDOS DE FERRO SISTEMA CRISTALINO 
Goethita Ortorrômbico 
Lepidocrocita Ortorrômbico 
Ferrihidrita Hexagonal 
Hematita Hexagonal 
Maghemita Cúbico 
Magnetita Cúbico 
 
 ⇒ Goethita: α - FeOOH - isoestrutural do diásporo α - AlOOH. Planos de áto-
mos de oxigênio em empacotamento hexagonal denso. Os Fe3+ ocupam posições 
octaedrais. Ocorre em quase todos os tipos de solos e de regiões climáticas. Pode 
ocorrer associada à hematita. 
 ⇒ Lepidocrocita: γ - FeOOH - é um polimorfo da goethita e isoestrutural com a 
boehmita γ - AlOOH, consistindo em uma modificação cúbica do FeOOH. Os átomos 
Fe+3 ocupam posições octaedrais e arranjados em fitas duplas de octaedros como 
na goethita. A lepidocrocita é menos freqüente nos solos do que a goethita e hemati-
ta. As condições hidromórficas, nas quais a falta de oxigênio favorece a formação e 
precipitação de formas de ferro bivalente, são aquelas onde sua presença é mais 
marcante. 
 32
 ⇒ Ferrihidrita: óxido de Fe3+ com elevado grau de desordem estrutural - 5 
Fe2O3 - 9 H2O. É uma hematita semelhante a ferrugem, rico em água adsorvidae 
muitas vezes associado à matéria orgânica. Sua ocorrência em canais de drenagem 
ou junto a fontes de água é muito freqüente. 
 ⇒ Hematita: α Fe2O3 é isoestrutural do corindon α - Al2O3, Fe3+ ocupa 2/3 das 
posições octaedrais. Cada Fe3+ é rodeado por 6 oxigênios e cada oxigênio comparti-
lhado por 4 íons Fe3+. É um mineral característico de climas quentes e úmidos, es-
tando ausente em solos de clima temperado. Sua capacidade de pigmentação (cor 
vermelha) é maior que a goetita, cujo efeito mascara, particularmente nas formas 
finamente dispersas. 
 ⇒ Maghemita: γ Fe2O3 - quimicamente igual à hematita e estrutura similar a 
magnetita. Sua origem está associada, em ambientes mal drenados, à presença de 
hidróxidos de Fe2+ e Fe3+ que, por oxidação e desidratação, dariam origem a ma-
ghemita, tendo magnetita como mineral intermediário. é mineral especialmente co-
mum em solos altamente intemperizados de climas tropicais, embora ocorra também 
em regiões temperadas. 
 ⇒ Magnetita: litogênica de rochas ígneas, metamórficas e sedimentares. Po-
de ser formada na solução durante oxidação do Fe2+. Pode estar na fração pesada 
(areia) dos solos. É óxido Ferroso - Férrico, mas vários elementos traços (Co, Ni, Zn, 
Cu, Mn e Cr) podem substituir Fe (< 1%) na estrutura. Sua presença é facilmente 
detectada por imã, devido ao seu caráter fortemente magnético. 
 Um resumo das principais propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência 
comum nos solos é vista na tabela 7. 
 
 
 
 
 
 
 
 33
Tabela 7. Propriedade dos óxidos de ferro de ocorrência comum nos solos. 
Propriedade Nome do Mineral 
 Hematita Maghemita Magnetita Goethita Lepidocrocita Ferrihidrita 
Fórmula α=Fe2O3 γ = Fe2O3 FeFe2O4 HFeO2 γ - FeOOH Fe5HO8 . 
4H2O 
Fe5 (O4 . H3) 
Sistema Cris-
talino 
Hexagonal Cúbico Cúbico Ortorrômbico Ortorrômbico Hexagonal 
Dimensão da 
cela 
a=5,04 
 c=13,77 
a=8,34 a=8,39 a=4,65 
 b=10,02 
c=3,04 
a=3,88 
 b=12,54 
c=3,07 
a=5,08 
b=9,49 
Densidade 5,26 4,87 5,18 4,37 4,09 3,96 
∆AGºkcal/mol -177,7 163,6 -243,1 -117,0 -114,0 -166,5 
Cor 
(Munsell) 
Vermelho 
Escuro 
Bruno 
Avermelhado 
Preto Bruno 
Avermelhado 
Vermelho Bruno 
Avermelhado 
Forma dos 
cristais 
(Comum) 
Hexagonal 
Chato 
Cubos Cubos Acicular Folhas 
Alongadas 
Esférico 
 
 Os óxidos de ferro são responsáveis, junto com a matéria orgânica pela cor do 
solo, participam de uma série de reações químicas importantes relacionadas à fertili-
dade do solo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 16 – Ambiente de formação dos óxidos de ferro. 
 
 
 
 
 INTERIOR 
Hematita ( Fe2O3 ) 
 
 LITORAL 
Goethita ( Fe2O3 ) 
 T ( ºC )
 
 Preciptação (mm)
 
 [Óxidos no Solo] 
 34
 3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio 
 
 Alumínio é um dos mais abundantes elementos da litosfera (8,1%) e dos solos 
(média de 7%). Constitui, com oxigênio e silício, 82,5% da crosta (93% em volume), 
formando o arcabouço dos silicatos, o mais importante grupo de minerais. 
 Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela 8. 
 
Tabela 8. Principais óxidos e hidróxidos de alumínio. 
NOME FÓRMULA 
Diásporo 
Boehmita 
Bayerita 
Gibbsita 
Norstrandita 
Coríndon 
α - AlOOH 
γ- AlOOH 
α - Al (OH)3 
γ- Al (OH)3 
 Al (OH)3 
α - Al2O3 
 
Os mais comuns em solos Gibbsita e Boehmita. 
 Gibbsita, Bayerita e Norstrandita são constituídos pela mesma estrutura fun-
damental: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/Al3+ entre 
eles. 
 O óxido de alumínio A2O3 corindon, é isoestrutural com a hematita; é um mi-
neral primário formado em altas temperaturas (> 450oC) achado em rochas ígneas e 
metamórficas e é pouco comum em solos. 
 Gibbsita é a mais comum das modificações polimórficas de Al(OH)3 e é mine-
ral comum em muitos solos. É comum, também, em depósitos bauxíticos. 
 Experimentos de síntese mostram que à temperatura ambiente a gibsita for-
ma-se em soluções ácidas (pH < 6), onde a hidrólise é mais lenta. 
 O diásporo é encontrado em bauxitas lateríticas, e em condições de síntese 
em condições ambiente. 
 
 
 
 
 35
 3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas 
 
Óxidos de Al possuem baixa CTC e alta capacidade de adsorção P e Si, sulfa-
to de nitrato. 
Alta capacidade de agregação, até maior que óxidos de Fe com aumento dos 
teores de óxidos de Fe e Al nos latossolos, a estrutura revela-se maior e mais arre-
dondada (microestrutura granular); aumento da taxa de infiltração de água e porosi-
dade, e diminuição nos valores de densidade do solo. 
 36
CAPÍTULO 4. GRUPO DOS SILICATOS 
 
 
4.1 Generalidades 
 
 Os minerais podem ser divididos e agrupados de diversas formas, sendo uma 
das mais empregadas, didaticamente, aquela que o faz em dois grandes grupos: os 
minerais silicatados e os não-silicatados. Os minerais silicatados, como o próprio 
nome diz, são aqueles em cuja estrutura é fundamental o elemento silício, que está 
presente em 93% dos minerais que constituem as rochas da crosta terrestre. Os mi-
nerais não silicatados, não tem o silício como seu constituinte, representam, aproxi-
madamente 7% dos minerais da crosta terrestre, uma presença bastante reduzida. 
Pode-se concluir, dessa maneira, a relevância do grupo dos silicatos na constituição 
das rochas. 
 A interpretação dos silicatos ficou definitivamente elucidada através do conhe-
cimento da sua estrutura. O principal fator influente na composição da estrutura é o 
raio iônico dos elementos que constituem essa estrutura, isto é, a relação dos raios 
iônicos (raio do cátion / raio do ânion) é que determina a configuração dos diferentes 
poliedros de coordenação (tetraedros, triângulo, octaedros, cubo, etc). Essa configu-
ração é fundamentada no número de coordenação (2,4,6,8,etc) que é definido pelo 
número de ânions que circundam o cátion central.Os ânions, com raio maior distri-
buem-se em torno do cátion, sendo que certo cátion só se combinará com um certo 
arranjo de ânions se o seu raio iônico não for superior ao espaço livre deixado por 
eles. Sendo RSi = 0,42 e RO = 1,40, tem-se RSi / RO = 0,30, e indica que o número 
de coordenação do silício em relação ao oxigênio é 4, ou seja, o silício está igual-
mente ligado a quatro oxigênios, em coordenação tetraédrica. Esse tetraedro pode 
ser considerado a peça fundamental das estruturas dos silicatos (Figura 17). 
 
 
 
 
 
 37
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 17. Um tetraedro isolado. 
 
 
 Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros cá-
tions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de grupos 
de tetraedros (SiO4)4-, que compartilham entre si um ânion O2-. Este compartilha-
mento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro (Figura 18). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 18. Dois tetraedros compartilhando um oxigênio. 
 
 O termo polimerização é empregado para indicar essa capacidade de compar-
tilhar oxigênios, que os tetraedros (SiO4)4- apresentam. 
 Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pelo alumí-
nio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um íon por 
outro na estrutura do mineral. È um fenômeno que ocorre na natureza, porque esses 
íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação na estrutura. Es-
 38
se fenômeno é controlado por meio do raio iônico dos elementos envolvidos e pela 
neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da substituição do Si pelo 
Al haverá a necessidade da presença de íons metálicos adicionais para manter a 
neutralidade elétrica do sistema. 
 
 
4.2 ClassificaçãoA polimerização resulta em cadeias estruturais com diferentes tipos de agru-
pamento. A classificação dos silicatos baseia-se no tipo de cadeia e, portanto, no 
grau de polimerização. Essa classificação é a seguinte: 
 
a) Estrutura com tetraedros independentes 
 
a.1.) Nesossilicato: 
 
Na estrutura dos minerais pertencentes a esse grupo, os tetraedros o-
correm isolados, sem nenhum contato direto uns com os outros. As liga-
ções tetraedro/tetraedro se fazem através de metais, fazendo com que os 
tetraedros pareçam estar ilhados entre metais. O radical ou a fórmula bási-
ca característica do grupo é o (SiO4)4- (Figura 19) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 19. Estrutura dos nesossilicatos. 
 
 
 
 
 
 39
 
b) Estruturas com grupos finitos de tetraedros 
 
 
b.1.) Sorossilicato: 
 
Nesse grupo, os minerais têm as unidades tetraédricas ligadas aos pa-
res entre si. Esses pares se ligam a outros através de metais. Cada tetrae-
dro compartilha um oxigênio com outro tetraedro, mostrando grupamentos 
(Si2O7)6- (Figura 20). 
 
Figura 20. Estrutura dos Sorossilicatos. 
 
 
b.2.) Ciclossilicato: 
 
Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas 
em forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro com-
partilha dois oxigênios com os tetraedros vizinhos (dois oxigênios comuns 
aos tetraedros adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser for-
mados por 3, 4 ou 6 unidades tetraédricas, geralmente. Os anéis que 
constituem as cadeias podem ser: 
 
 
 
b.2.1.) Triangulares: grupamentos (Si3O9)6- (Figura 21). 
 40
Exemplo: Benitoita Ba TiSi3O9 
 
Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares. 
 
b.2.2.) Quadrado: grupamentos (Si4O12)8- (Figura 22). 
Exemplo: Neptunita (Na, K)2 (Fe, Mn) TiSi4O12 
 
Figura 22. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis quadrados. 
 
b.2.3.) Hexagonais: grupamentos (Si6O18)12- (Figura 23). 
Exemplo: Berilo Al2Be3Si6O18 
 
 Figura 23. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis hexagonais. 
 
c) Estruturas com grupos infinitos de tetraedros 
 41
 
c.1.) Inossilicato: 
Estrutura em fios, com grupos de cadeias abertas que podem ser de dois 
tipos. 
 
 c.1.1.) Cadeia simples: dois oxigênios de cada tetraedro são compartilha-
dos, constituindo uma corrente simples; grupamento (SiO3)2- (Figura 24). 
Exemplo: Diopsídio CaMg (SiO3)2 
 
Figura 24. Estrutura dos inossilicatos de cadeias simples. 
 
c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3 
oxigênios, formando grupamentos (SiO411)6- (Figura 25). 
Exemplo: Tremolita Ca2Mg5 (OH)2 (Si4O11)2 
 
 42
 
Figura 25. Estrutura dos inossilicatos de cadeia dupla. 
 
c.2.) Filossilicato: 
 Na estrutura desses minerais os tetraedros formam verdadeiras lâminas, 
com a característica de que cada tetraedro compartilhe 3 oxigênios com 
os tetraedros vizinhos, formando grupamentos (Si2O5)2- (Figura 26) 
Exemplo: Caulinita Al2(OH)4 Si2O5. 
Os minerais desse grupo sofrem clivagem em folhas finas. 
Figura 26. Estrutura dos filossilicatos. 
 
 
 
c.3.) Tectossilicato: 
 
 Nesses minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um en-
gradamento de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são com-
partilhados pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo 
tridimensional, formando grupamentos (SiO2)0. 
 43
 
 Figura 27. Estrutura dos tectossilicatos. 
 
 A ocorrência de substituições iônicas de Si4+ por Al3+ gera cargas nega-
tivas, que permitem a entrada de outros cátions (Figura 27). 
Exemplo: Ortoclásio KalSi3O8 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
EXEMPLOS E IMPORTÂNCIA 
 
 
 Serão relacionados alguns minerais de importância sob vários pontos de vista: 
minerais de importância no estudo dos solos, tanto sob o ponto de vista da gênese 
quanto do seu emprego como fertilizantes e corretivos; minerais importantes indus-
trialmente e até mesmo os que servem caracterizar alguns grupos de minerais silica-
tados. 
 
 44
 
4.2.1. NESOSSILICATOS 
 
 São constituídos por unidades isoladas, isto é, os íons de oxigênio não se li-
gam a nenhum outro silício; toda a carga da unidade é balanceada por cátions inde-
pendentes. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 28. Tetraedro Isolado 
 
 Os principais minerais são: 
 
 Olivina – (Mg, Fe)2 SiO4 
 
 É um dos representantes típicos dos minerais máficos ou ferromagnesianos. 
É componente de algumas rochas básicas e ultrabásicas de importância na forma-
ção dos solos. È um mineral de fácil decomposição pelo intemperismo, liberando 
elementos nutrientes para o solo. 
 
 
 
 
Zirconita – ZrSiO4 
 
 Importante minério de zircônio é mineral de rochas magmáticas ricas em síli-
ca. Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na fração areia 
dos solos é extremamente comum. 
 
Estaurolita – FeAl4O2 (OH)2 (SiO4)2 
 Mineral de rochas metamórficas é também de ocorrência na fração areia dos 
solos. 
Si 
 45
 
 Outros: granada, (Ca, Mg, Fe2+, Mn)3 (Al, Fe3+)2 (SiO4)3, topázio, Al2 (F, OH)2 
SiO4, cianita, silimanita e andaluzita, formas polimórficas de composição Al (AlO) 
SiO4. 
 
 
4.2.2. SOROSSILICATOS 
 
 As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados por 
um oxigênio comum. O grupamento é (Si2O7)6-. Apesar de serem silicatos de con-
densação mais simples, são bastante incomuns, sendo conhecidos poucos exem-
plos e, esses poucos, sem importância marcante. 
 Hemimorfita – Zn4(OH)2 Si2O7. 
 
 
 
Figura 29. Dois tetraedros ligados por um oxigênio comum. 
 
 
 
 
4.2.3. CICLOSSILICATOS 
 
 Nesse caso, três, quatro ou seis tetraedros se ligam através de oxigênios para 
formar anéis triangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em cada 
grupo (SiO4)4- apenas duas cargas elétricas, que são neutralizads por cátions inde-
pendentes.Os ciclossilicatos de maior importância possuem grupamento (Si6O18)12- 
e o mais importante é a Turmalina, (Na, Ca) (Al, Fé, Li, Mg)3 Al6 (BO3)3 (OH)4 Si6O18. 
É freqüente em rochas metamórficas que contém Boro, e bastante resistente ao in-
temperismo, sendo por isso, comum em sedimentos detríticos ou na fração areia dos 
 46
solos. É, também, uma fonte natural de boro, nutriente essencial para as plantas e 
de grande importância para algumas culturas. 
 
 
4.2.4. INOSSILICATOS 
 
 Os tetraedros fundamentais ligam-se, através de oxigênios comuns, formando 
longas cadeias. Distribuem-se em dois casos: 
 
a) Cadeia Simples 
 
 Possuem grupos (SiO4)4- ligados através de oxigênios comuns. Todos os mi-
nerais do grupo dos piroxênios possuem esse tipo de estrutura. 
 
Figura 30. Cadeia simples de tetraedros ligados. 
 
 
 
 
 
GRUPO DOS PIROXÊNIOS 
 
 
Enstatita Mg2(SiO3)2 
Hiperstenita (Fe, Mg)2 (SiO3)2 
Diopsídio CaMg (SiO3)2 
Hedenbergita Ca Fe(SiO3)2 
Espodumênio LiAl(SiO3)2 
Aegirita NaFe(SiO3)2 
Augita (Ca, Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) / (Si, Al)2 O6 
 
 
 47
 A Augita é o piroxênio de maior ocorrência pelo fato de ser um mineral consti-
tuinte essencial de rochas de grande importância, como basaltos e diabásios, onde 
chegam a constituir até 40% da rocha. 
 
b) Cadeia Dupla 
 
A estrutura básica desses silicatos pode ser interpretada como resultado da 
associação de duas cadeias simples, unidas através de pontes de oxigênio. Desse 
tipo mais complexo de cadeia resulta o radical (Si4O11)6-. Todos os minerais do gru-
po dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura. 
 
Figura 31. Cadeia dupla de tetraedros ligados. 
 
 
 
 
 
GRUPO DOS ANFIBÓLIOSAntofilita (Mg, Fé)7 (Si4O11)2 (OH)2 
Tremolita Ca2Mg5 (Si4O11)2 (OH)2 
Actinolita Ca2 (Mg, Fe) (Si4O11)2 (OH)2 
Glaucofanita Na2 (Mg, Fe)3 Al2 (Si4O11)2 (OH)2 
Hornblenda Ca Na (Mg, Fe)4, (Al, Fe, Ti)3 (Si4O11)2 (OH)2 
 
 O anfibólio de maior importância é a hornblenda, mineral comum em rochas 
magmáticas e metamórficas de grande ocorrência. 
 Os anfibólios e os piroxênios podem ser enquadrados no grupo dos minerais 
de fácil intemperização e são ricos em elementos essenciais às plantas, principal-
 48
mente Ca e Mg, que aparecem na sua composição. De modo geral, são classifica-
dos como minerais máficos e estão presentes em rochas ígneas básicas, que são 
importantes na formação de solos utilizados com maior intensidade na agricultura. 
 Por terem íons metálicos ligando suas cadeias longitudinais, eles sofrem cli-
vagem relativamente fácil no sentido de cadeia e são, muitas vezes, fibrosos. A acti-
nolita e a tremolita são utilizados industrialmente como tecidos à prova de fogo, te-
lhas para construção, isoladores de calor e eletricidade, etc. O nome vulgar (mais 
conhecido) da tremolita é amianto. 
 
 
4.2.5. FILOSSILICATOS 
 
 O nome filossilicato (do grego phyllon = folha) indica o tipo de estrutura que os 
minerais desse grupo apresentam, ou seja, estrutura em folhas sobrepostas. 
 A folha fundamental, presente em todos os filossilicatos, é a folha de siloxana, 
constituída de tetraedros (SiO4)4-, onde cada tetraedro reparte com os tetraedros 
vizinhos, três de seus oxigênios, deixando um oxigênio apical, com uma valência 
livre (Figura 26). Como os oxigênios apicais estão voltados para o mesmo lado, a 
camada de tetraedros está disposta em forma de uma lâmina ou folha, com todos os 
tetraedros em um mesmo plano (Figura 33). 
 
Figura 32. Estrutura dos filossilicatos. 
 
 49
 
Figura 33. Folha de siloxana mostrando a distribuição de tetraedros (SiO4)4-. 
 
 
 
 A folha de siloxana não é eletricamente neutra, não constituindo, por si, um 
mineral. Liga-se a dois outros tipos de folhas, que são: 
 
a) Folha de Bauxita: é constituída de Mg2+ e (OH)- ligados em coordenação 6, de 
modo que o Mg ocupa o centro de um octaedro, nos vértices dos quais encontram-
se as hidroxilas (Figura 34). Estas folhas em que o Mg2+ ocupa o centro dos octae-
dros formam a estrutura Mg3(OH)6 da bauxita e, ainda, dessa ocupação de Mg no 
centro de todos os octaedros originará folhas trioctaédricas, pelo fato de ter cada 
(OH)- ligado a Mg2+ de 3 octaedros (Figura 35). 
 
Figura 34. Folha de brucita e gibbsita mostrando distribuição de octaedros. 
 
 50
 
 
Figura 35. Estruturas da folha trioctaédrica de brucita. 
 
 
b) Folha de Gibbsita: semelhante a folha de brucita, da qual se diferencia por ter 
Al3+ no lugar do Mg2+. Como o Al3+ possui valência maior, apenas 2/3 das posições 
octaédricas são ocupadas pelo cátion, resultando na existência de 1/3 de octaedros 
vazios, isto é, sem Al3+ na posição central (Figura 36). Quando o Al3+ ocupa o centro 
dos octaedros formam a estrutura Al2(OH)6 da gibbsita. È também chamada de folha 
dioctaédrica, por ter cada (OH)- ligado a Al3 de 2 octaedros. 
 
 
 
Figura 36. Estruturas de folha dioctaédrica de gibbsita. 
 
 Das combinações de folhas de siloxana com folhas de brucita ou de gibbsita 
resultam as estruturas dos minerais desse grupo. 
 
Talco – Mg3 (OH)2 Si4O10 
Na agricultura, pode ser usado como veículo para inseticidas, dentre os quais o 
DDT, o BHC, etc. 
Industrialmente é utilizado na indústria têxtil, na fabricação de giz, etc. 
 51
 
I) Grupo das Micas 
 
 A substituição de cerca de ¼ dos silícios, através de substituição iônica, pro-
voca o aparecimento de carga suficiente para admitir a presença de cátions monova-
lentes de tamanho grande e que vão se alojar entre as camadas. O cátion de ocor-
rência mais comum é o K+, seguido pelo Na+ e as estruturas podem ser assim de-
duzidas: Si2O5 + Al2(OH)6 + AlSiO5 + K+ - 4(OH)- → KAl2(OH)2AlSi3O10 (muscovita) 
Si2O5 + Mg3(OH)6 + AlSiO5 + K+ - 4(OH)- → KMg3 (OH)2 AlSi3O10 (flogopita) 
Si2O5 + Al2 (OH)6 + AlSiO5 + Na+ - 4(OH)- → NaAl2 (OH)2 AlSi3O10 (paragonita). 
 
 
 Os cátions K+ e Na+ prendem mais fortemente que as ligações de Van der 
Walls. Conseqüentemente, a estrutura torna-se mais rígida, desaparece o desliza-
mento entre as camadas, fazendo com que a dureza do mineral aumente. 
 Existem as micas quebradiças, sendo as representantes principais a margarita 
(CaAl2(OH)2Al2Si2O10) e xantofilita (CaMg3 (OH)2 Al2Si2O10). 
 As micas estão entre os minerais mais disseminados da natureza, estão pre-
sentes em praticamente todos os grupos de rochas mais importantes. 
 
Muscovita – Kal2 (AlSi3O10) (OH)2 
 
 É a mica mais comum, a mais empregada comercialmente e é chamada mica 
branca ou malacacheta. Quando presente na rocha de origem, é comum a sua pre-
sença na fração areia do solo formado, devido a sua grande dificuldade de decom-
posição pelo intemperismo. 
 
Biotita – K(Mg, Fe)3 (OH), F)2 Si3AlO10 
 
 É chamada de mica preta ou mica ferromagnesiana. Apresenta grande impor-
tância na formação dos solos, pois, devido à presença de Fe, facilmente oxidável na 
 52
sua estrutura, ela se decompõe facilmente, liberando seus constituintes. Assim, os 
solos que se originam de rochas ricas em biotita, raramente são deficientes em po-
tássio. 
 
Pode ser utilizada industrialmente na fabricação de lubrificantes. 
Flogopita – KMg3 (OH, F)2 SiAlO10 
 É chamada de mica magnesiana e sob ação do intemperismo dá origem à 
vermiculita. 
 
Ii) Minerais de Argila 
 
 O termo argila é empregado em dois sentidos: 
 
-granulometricamente: fração mais fina dos sedimentos (diâmetro inferior a 2µ); 
-mineralogicamente: grupo de minerais que são silicatos hidratados de alumínio. 
 
 São minerais secundários, resultantes de decomposição de outros silicatos, 
principalmente feldspatos e feldspatóides. 
 Apresentam hábito terroso, cor branca, mas usualmente coloridas por impure-
zas, principalmente óxidos de ferro, são infusíveis e insolúveis. 
 Como todos os filossilicatos, os argilominerais apresentam estruturas seme-
lhantes, laminares, constituídas por associações de camadas tetraédricas de silício 
com camadas octaédricas de alumínio ou magnésio. 
 Esses minerais são da mais alta importância no estudo da Pedologia 
por serem componentes da fração argila, que afeta todo comportamento físico-
químico do solo. Embora na fração argila dos solos estejam presentes todos os mi-
nerais que possuem dimensão inferior a 0,002 mm de diâmetro, o número daqueles 
que são chamados minerais argilosos ou argilominerais se restringe apenas aos mi-
nerais silicatados como caulinita, montmorilonita, etc. 
 Segue-se uma classificação dos principais argilominerais: 
 
 53
I.i.1.) Grupo das Caulinitas 
 
 Os minerais desse grupo têm estrutura 1:1, cada camada constituída de uma 
folha de siloxana ligada a uma de gibbsita (Figura 37). 
 A estrutura é rígida e o espaçamento entre as camadas (7,2 A°) é suficiente-
mente pequeno para impedir a entrada de água, que fica apenas adsorvida à super-
fície externa das partículas. 
 Pertencem a este grupo os seguintes argilominerais: 
 
Figura 37. Estruturas de caulinita. 
 
→ Caulinita: principal representante do grupo e de ocorrência geral nos solos 
brasileiros. Al2Si2O5(OH)4. 
→ Dickita: mesma composição química da caulinita, apenas com diferenças es-
truturais. Pode apresentar tamanho de partícula acima do limite da fração argila. 
→ Nacrita: mesma composição química das anteriores, das quais difere apenas 
estruturalmente. 
→ Anauxita: apresenta maior teor de sílica, que ocorre como camadas extras de 
SiO2, entre as camadas 1:1 do mineral. 
 54
→ Haloisita: mesma composição químicada caulinita, apenas com diferenças 
estruturais; Al2Si2O5(OH)4 2H2 (mais hidratada). 
 
I.i.2.) Grupo das Esmectitas 
 
 Os minerais deste grupo possuem estrutura 2:1, onde 2 folhas de siloxana 
estão intercaladas por 1 folha de gibbsita (esmectitas diostaédricas) ou 1 folha de 
brucita (esmectitas trioctaédricas) (Figura 38). 
 Esses argilominerais apresentam propriedade de expansão quando úmidos e 
de contração quando secos, provocando movimentação do solo, facilmente observá-
vel em solos ricos nesses minerais. 
 Apresentam, como característica importante, grande quantidade de substitui-
ções iônicas, tanto nas folhas de siloxana como nas folhas octaédricas. Os principais 
minerais desse grupo são: 
 → Montmorilonita: é o principal representante do grupo. A substituição de Al3+ 
por Mg2+ permite distinguir as montmorilonitas dioctaédricas, onde predomina o Al3+, 
das montmorilonitas trioctaédricas, cuja predominância é de Mg2+. Possui partículas 
de menor tamanho, o que lhe dá uma grande superfície de adsorção. 
 55
Figura 38. Estruturas de montmorilonita. 
 
→ Beidelita: é o argilomineral mais aluminoso do grupo, em conseqüência da 
grande quantidade de Si4+ substituído por Al3+. Sua capacidade de expansão é me-
nor que das demais esmectitas. 
→ Nontronita: ocorre substituição parcial de Al3+ por Fe3+ nas folhas octaédricas. 
De acordo com a extensão dessa substituição, pode-se distinguir as nontronitas co-
muns da aluminosas. 
→ Saponita: é a representante magnesiana do grupo, contendo folhas de brucita 
em lugar das de gibbsita. 
→ Sauconita: contém Zn2+ substituindo Mg2+, em quantidades variáveis, nas fo-
lhas octaédricas. 
→ Hectorita: contém Li+ substituindo Mg3+. Pode conter, também, F- substituindo 
(OH)-. 
 
 
I.i.3) Grupo das Hidromicas 
 
 56
 Os minerais deste grupo situam-se estruturalmente entre as micas e as es-
mectitas. A substituição do Si4+ por Al3+ nas folhas de siloxana é menor que nas mi-
cas, acarretando a entrada de menor quantidade de K+ entre as camadas. 
 A estrutura é do tipo 2:1, com camada intermediária de K+, semelhante a 
muscovita (Figura 38). A presença de K+ entre as camadas impede a entrada de 
água nesse espaços tornando a estrutura não expansiva. 
 O único mineral de importância no grupo é a ilita, de ocorrência comum em 
alguns solos, embora raramente seja argilomineral predominante. 
 
Figura 39. Estrutura da ilita. 
 
 
 
I.i.4.) Vermiculita 
 
 Apresenta estrutura 2:1, tendo as camadas separadas por lâminas bimolecu-
lares de água (Figura 40). A folha octaédrica é de brucita, ocorrendo substituição de 
Mg2+ por Fe2+, em proporções variadas. 
 A vermiculita é incluída no grupo dos argilominerais quando ocorre em solos, 
no tamanho da fração argila. Esta vermiculita é derivada de alteração intempérica de 
outros filossilicatos, como as micas e cloritas. Existe a macrovermiculita, proveniente 
da alteração metassomática de minerais ferromagnesianos, que ocorre em jazidas. 
 57
 É característica, nesse mineral, a expansão de sua estrutura, quando aqueci-
do a temperaturas entre 300 e 900º C. 
 
Figura 40. Estrutura da vermiculita. 
 
I.i.5.) Clorita 
 
 Sua estrutura é semelhante à da vermiculita, contendo uma camada de bruci-
ta entre as das 2:1, em lugar da camada de água que ocorre na vermiculita. Essa 
estrutura é também considerada como 2:2 ou 2:1 (Figura 41). 
 Semelhante a vermiculita, é considerada argilomineral quando ocorre em so-
los e sedimentos, resultante da alteração intempérica. Quando resulta da alteração 
metassomática, seu tamanho é maior que o dos argilominerais. 
 
I.i.6.) Minerais Interestratificados 
 
 O termo, geralmente, se aplica a todos os minerais que apresentam num úni-
co cristal, celas unitárias ou camadas de dois ou mais tipos. A interestratificação 
mais comum em solos é a interação de camadas 2:1 com camadas 2:1:1 (cloritas). 
Dessa maneira pode-se distinguir os interestratificados mica-clorita, vermiculita-
clorita, montmorilonita-clorita ou ainda mica-montmorilonita-clorita. 
 58
 A ocorrência desses minerais em solos, principalmente em solos tropicais, é 
bastante comum. As características desses minerais dependem sobremaneira, do 
tipo e da intensidade de interestratificação (Figura 42). 
 
 
 
 
Figura 41 – Estrutura da clorita 
 59
 
 
Figura 42. Esquema da estrutura da vermiculita, clorita e o mineral interestratificado intermediá-
rio. 
 
 
 
4.2.6. TECTOSSILICATOS 
 
 Reúnem as espécies minerais mais abundantes na litosfera da qual constitu-
em cerca de 75%. Ocorrem em praticamente todas as rochas e em todos os solos. 
São constituintes essenciais da fração areia dos sedimentos, onde chegam a consti-
tuir a sua quase totalidade. Representam o mais elevado grau de polimerização. Os 
tetraedros (SiO4)4- ligam-se tridimensionalmente, onde cada tetraedro tem seus íons 
oxigênio compartilhados com os adjacentes. Portanto, a estrutura tem uma relação 
Si:O de 1:2 e conseqüentemente pertencem ao grupo da sílica. 
 Os minerais desse grupo são classificados de acordo com a intensidade de 
substituição de Si por Al e de acordo com o cátion existente para o equilíbrio do ex-
cesso de cargas negativas. 
 Desta forma, distinguem-se o quartzo e seus polimorfos, os feldspatos, felds-
patóides e as zeólitas. 
 
 
 
I)Quartzo e Formas Polimorfas 
 
 60
 O quartzo (SiO2) é a variedade cristalina da sílica. A sílica pode cristalizar-se 
em várias formas polimórficas (mesma substância química que existe sob duas ou 
mais formas fisicamente distintas): quartzo, tridimita e cristobalita, incluindo cada 
uma das modificações α de baixa temperatura e β de alta temperatura. 
 O quartzo é um dos minerais mais abundantes da crosta terrestre, sendo 
constituinte principal de muitas rochas magmáticas, metamórficas e sedimentares. 
Sua importância agrícola não se deve à sua qualidade como fornecedor de nutrien-
tes às plantas e sim como constituinte dos solos. A estrutura espacial do quartzo po-
de ser vista na Figura 43. 
 
Figura 43. Estrutura espacial do quartzo β (SiO2). 
 
 
 O quartzo é muito resistente ao intemperismo ou alterações nas condições 
normais dos solos, portanto, não se decompõe, apenas se fragmenta, sofrendo des-
gaste físico sem alterar-se quimicamente. Devido a isso, é encontrado principalmen-
 61
te nas frações mais grosseiras dos solos (cascalho, areia e silte). Seus cristais, indi-
vidualmente, são primáticos, sua dureza é elevada e sua densidade é de 2,65. 
 
 
 I.i.) Feldspatos 
 
 
 Os feldspatos são tectossilicatos que aparecem devido à substituição isomór-
fica do Si pelo Al no retículo dos tetraedros. Sendo assim, eles são, por definição, 
aluminossilicatos que apresentam metais alcalinos ou alcalinos terrosos como Na, K 
e Ca, que aparecem para manter a neutralidade elétrica do sistema após a substitui-
ção isomórfica. Nos feldspatos potássicos e sódicos, aproximadamente 25% do silí-
cio é substituído por alumínio; nos feldspatos cálcicos, a substituição chega a 50% 
(Figura 44). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 44. Esquema da estrutura de um feldspato. 
 
 
 Quimicamente, os feldspatos se dividem em três grupos: feldspatos potássi-
cos, calcossódicos (plagioclásios) e báricos, que são de ocorrência restrita nos solos 
(tabela 9). 
Tabela 9 
 POTÁSSICOS Ortoclásio Microlina 
 
K Al Si3 O8 
 62
FELDSPATOS CALCOSSÓDICOS (PLAGIOCLÁSIOS) 
Albita 
Oligoclásio 
Andesina 
Labradorita 
Bytownita 
Anortita 
 
Na Al Si3 O8 
 
 
 
 
Ca Al2 Si2 O8 
 BÁRICOS Celsiana Hialofana 
Ba Al2 Si2 O8 
(K, Na, Ba) Al Si3 O8 
 
 
 Os feldspatos potássicos e os plagioclásios são muito comuns em rochas 
magmáticas,sendo também freqüente em rochas sedimentares e metamórficas. 
 São fonte primária de K e Ca para plantas e organismos do solo, devendo-se 
sempre considerar a sua presença ao avaliar a fertilidade natural dos solos. 
 
 
I.i.i.) Feldspatóides 
 
 Os feldspatóides possuem teor de silício mais baixo que os feldspatos – 30 a 
40%; conseqüentemente a substituição de Si por Al é maior. Formam-se em ambien-
tes pobres em silício e ricos em íons alcalinos. 
 A nefelina é mais comum nesse grupo, caracterizada pela composição (Na, K) 
AlSiO4. Está associada normalmente às rochas alcalinas, sendo comum em fonoli-
tos, sienitos e alguns basaltos. A leucita (K Al Si2O6) é um feldspatóide rico em po-
tássio. A sodalita (Na4AlSiO4Cl) é rica em sódio e cloro. Geralmente, este grupo é 
pouco estável e muito sujeito à alteração por intemperismo. 
 
I.v.) Zeólicas 
 
 De ocorrência restrita nos solos, as zeólitas formam-se na fase hidrotermal de 
resfriamento magmático, sendo comumente encontrada preenchendo fendas, cavi-
dades ou fissuras de rochas magmáticas básicas. Possuem grande capacidade de 
 63
adsorção de água e capacidade de troca catiônica (CTC). São tectossilicatos de es-
trutura aberta e sua origem é, normalmente, secundária. 
 
 64
CAPÍTULO 5. INTEMPERISMO 
 
 5.1. Considerações Gerais 
 
 Intemperismo é o processo geológico mais importante e próximo da vida do 
homem. Todos os dias o homem necessita comer para viver, se o alimento que ele 
ingere se cria ou no solo agrícola, ou nas águas de superfície da terra, ambos dos 
quais, obtém seu conteúdo de nutrientes inorgânicos por meio do processo de in-
temperismo. Por isto, a vida do homem e sua energia biológica são possíveis, so-
mente por causa do intemperismo das rochas e minerais. 
 Mas a energia biológica que o homem obtém do alimento criado sobre os pro-
dutos do intemperismo é excessivamente pequena quando comparada a outras e-
nergias, que ele também usa, e que devem sua origem ao intemperismo como um 
estágio intermediário. Assim é o caso da produção de carvão, petróleo, gás natural, 
minerais radioativos, etc. 
 Neste capítulo abordaremos um dos aspectos mais importantes relacionados 
a mineralogia e formação dos solos. 
 Por intemperismo entende-se, segundo BESOAIN (1985), a alteração, tanto 
em composição como em tamanho dos minerais e rochas da superfície terrestre, 
que se encontram em contato com agentes da atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
 MILOVSKI e KANONOV (1985) definem intemperismo acrescentando o con-
ceito de estabilidade: “O intemperismo é a soma de todos os processos, que atuam 
na destruição mecânica e decomposição química de rochas e minerais, que não são 
estáveis em condições superficiais. 
 Sempre que falamos em estabilidade ou instabilidade estamos nos referindo, 
na realidade, com condições de equilíbrio ou não equilíbrio. 
 Tomando essas 2 definições como ponto de partida e lançando mão da idéia 
de equilíbrio poderíamos entender intemperismo da seguinte maneira. 
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 - O intemperismo é resultante da interação de rochas, minerais, biosfera, hi-
drosfera, etc. Cada um desses componentes será designado de fase: fase água, 
fase mineral, fase ar, etc. O conjunto de todas as fases recebe o nome de sistema. 
 - Quando existe desequilíbrio entre as fases do sistema, estas se modificam 
através de reações que ocorrem entre elas. As reações ocorrem seguindo certos 
procedimentos ou processos. 
 - O meio ambiente típico do intemperismo se localiza próximo à superfície, 
apresenta temperatura e pressão baixa (próximo a 25o C e 1 atm). Conta com pre-
sença de soluções aquosas e gases atmosféricos e, invariavelmente, está associado 
a menor ou maior atividade biótica. 
 - As reações de intemperismo são termodinamicamente espontâneas (catali-
sadas ou não), se processam num sistema aberto e necessariamente envolvem per-
da de energia livre. 
 O estudo do intemperismo é sempre muito complexo pois envolve grande nú-
mero de fases do sistema e exige um determinado tempo cronológico. 
 Para se avaliar resultados de pesquisas sobre intemperismo, deve-se antes 
de mais nada considerar a metodologia utilizada e depois fazer afirmações acerca 
deste. A análise à esmo e a não observância de procedência e limite de validade 
levam à generalizações indevidas, errôneas e, perigosas, que são muito comuns 
quando se fala em intemperismo. 
 A seguir serão apresentados 2 trabalhos realizados em diferentes épocas por 
diferentes autores sobre o intemperismo. O primeiro é o clássico trabalho de Goldi-
ch, publicado em 1938. 
 
5.1.1. O Trabalho de Goldich (1938) 
 
 O autor define seu trabalho como uma tentativa de analisar as modificações 
químicas e mineralógicas que ocorrem durante o intemperismo de certas rochas de 
alguns locais diferentes que foram selecionados devido à facilidade de acesso pelo 
autor ou pela disponibilidade de amostras. 
 66
 GOLDICH analisou amostras de algumas rochas (granito-gnaisse, diabásio e 
anfibólio) química e mineralogicamente e seus respectivos produtos de alteração. 
Para a época, as análises foram muito completas e detalhadas e lançando mão das 
mais avançadas técnicas. Através de artifícios matemáticos simples e considerando 
o teor de Al2O3 constante durante o intemperismo, GOLDICH determinou as mudan-
ças químicas que ocorrem durante o intemperismo (Figura 45 e Figura 46). 
 
 
Figura 45. Ganhos e perdas de um granito/gnaisse durante o intemperismo (composição mineralógi-
cas inicial - ortoclásio, microclina, quartzo, biotita e hornblenda). Adaptado da Tabela 1 de 
GOLDICH (1938). 
 
 
 
 
 
100
200
150
-50
-100
GANHO 
%
PERDA 
%
0
50
Fe2O3
H2O CO2
TiO2
Al2O3
P2O5
SiO2
FeO
MgO
CaO Na2O
K2O
MnO
S
0,0
-35
-17
-96
-61
-97
-52 -49
-16
-27
+62
+196+1470
 
 67
 
Figura 46. Ganhos e perdas de um diabásio durante o intemperismo (composição mineralógica inicial - 
plagioclásio, augita, magnetita, biotita, apatita e hornblenda). Adaptado da Tabela B, amostras 
5 e 6 de GOLDICH (1938). 
 
 Pelos gráficos percebe-se que durante o intemperismo há a perda de certos 
elementos e o ganho de outros. Em geral, o número e a quantidade de elementos 
perdidos, isto é, elementos que saíram das estruturas cristalinas dos minerais e fo-
ram removidos do sistema é bastante elevada. As bases Ca, Mg, K, Na e Mn são 
removidas em grande quantidade. Outros como o S e o P também diminuíram. Para 
o aumento acentuado de P2O5 (Figura 46) não houve explicações. O Fe das rochas 
magmáticas se encontra principalmente na forma Fe+2. Durante o intemperismo essa 
forma se oxida a Fe+3, explicando-se dessa maneira o aumento de Fe2O3. A quanti-
dade de água e CO2 também aumentou durante o intemperismo de forma bastante 
acentuada. As perdas em ordem decrescente para o granito-gnaisse foram: Na < Ca 
< Mg > K > P > Si > S > Fe2+ > Mn. 
 No caso do diabásio, as perdas em ordem decrescente foram: Fe2+ > K > Mn 
> Mg > Ca > Si > Na. 
100
150
-50
GANHO 
%
PERDA 
%
0,0
50
Fe2O3 H2O
Al2O3
P2O5
SiO2
FeO
MgO CaO
Na2O
K2O MnO
0,0
-12
-46
-19
-29
-7
-40
+144
+80+94
-33
 
 68
 Observa-se que a ordem não é a mesma, mas que há tendências em comum 
entre as 2 rochas. 
 Fato semelhante observa-se em relação ao anfibólio (Figura 47). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 47. Ganhos e perdas durante o intemperismo de algumas rochas básicas GOLDICH (1938). 
 
 Além da composição química, GOLDICH estudou e quantificou mineralogica-
mente as rochas e seus produtos de alteração (Tabela 10). 
Tabela 10. Composição mineralógica do granito-gnaisse e seu produto de alteração. Adaptado da Ta-
bela 6 de GOLDICH (1938). 
 
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